El temblor y deslizamiento episódico ( ETS ) es un fenómeno sismológico observado en algunas zonas de subducción que se caracteriza por un retumbo sísmico no sísmico , o temblor, y un deslizamiento lento a lo largo de la interfaz de las placas. Los eventos de deslizamiento lento se distinguen de los terremotos por su velocidad de propagación y su foco . En los eventos de deslizamiento lento, hay una aparente inversión del movimiento de la corteza, aunque el movimiento de la falla permanece consistente con la dirección de la subducción. Los eventos ETS en sí mismos son imperceptibles para los seres humanos y no causan daños. [1]
El temblor episódico no volcánico se identificó por primera vez en el suroeste de Japón en 2002. [2] Poco después, el Servicio Geológico de Canadá acuñó el término "temblor y deslizamiento episódicos" para caracterizar las observaciones de mediciones GPS en el área de la isla de Vancouver . [3] La isla de Vancouver se encuentra en la región oriental de América del Norte de la zona de subducción de Cascadia . Se observó que los eventos de ETS en Cascadia se repitieron cíclicamente con un período de aproximadamente 14 meses. [4] El análisis de las mediciones condujo a la predicción exitosa de eventos de ETS en los años siguientes (por ejemplo, 2003, 2004, 2005 y 2007). En Cascadia, estos eventos están marcados por aproximadamente dos semanas de temblor sísmico de 1 a 10 Hz y deslizamiento no sísmico ("asísmico") en el límite de la placa equivalente a un terremoto de magnitud 7. (El temblor es una señal sismológica débil que sólo se puede detectar con sismómetros muy sensibles). Episodios recientes de temblor y deslizamiento en la región de Cascadia han ocurrido en la dirección descendente de la región fracturada en el terremoto de Cascadia de 1700 .
Desde el descubrimiento inicial de este modo sísmico en la región de Cascadia, se han detectado deslizamientos lentos y temblores en otras zonas de subducción alrededor del mundo, incluidos Japón y México. [5] El deslizamiento lento no está acompañado de temblores en la zona de subducción de Hikurangi . [6]
Cada cinco años se produce un terremoto de este tipo que dura un año bajo la capital de Nueva Zelanda , Wellington . Se midió por primera vez en 2003 y ha vuelto a aparecer en 2008 y 2013. [7]
En la zona de subducción de Cascadia, la placa de Juan de Fuca , una reliquia de la antigua placa de Farallón , se encuentra en subducción activa hacia el este por debajo de la placa de Norteamérica . El límite entre las placas de Juan de Fuca y de Norteamérica está generalmente "bloqueado" debido a la fricción entre placas. Un marcador GPS en la superficie de la placa de Norteamérica por encima de la región bloqueada tenderá hacia el este a medida que sea arrastrado por el proceso de subducción. Las mediciones geodésicas muestran inversiones periódicas en el movimiento (es decir, movimiento hacia el oeste) de la placa de Norteamérica que se está desplomando. [4] Durante estas inversiones, el marcador GPS se desplazará hacia el oeste durante un período de días a semanas. Debido a que estos eventos ocurren durante una duración mucho mayor que los terremotos, se denominan "eventos de deslizamiento lento".
Se han observado eventos de deslizamiento lento en las zonas de subducción de Cascadia, Japón y México. [5] Las características únicas de los eventos de deslizamiento lento incluyen periodicidad en escalas de tiempo de meses a años, foco cerca o debajo de la inclinación de la zona bloqueada y propagación a lo largo del rumbo de 5 a 15 km/d. [5] En contraste, una velocidad de ruptura de terremoto típica es del 70 al 90% de la velocidad de la onda S , o aproximadamente 3,5 km/s.
Debido a que los eventos de deslizamiento lento ocurren en zonas de subducción, su relación con los megaterremotos es de importancia económica, humana y científica. El peligro sísmico que plantean los eventos ETS depende de su enfoque. Si el evento de deslizamiento lento se extiende a la zona sismogénica , se liberaría la tensión acumulada, disminuyendo el riesgo de un terremoto catastrófico. [8] [9] Sin embargo, si el evento de deslizamiento lento ocurre en la zona sismogénica, puede "cargar" la región con tensión. [8] [10] Se ha sugerido que la probabilidad de que ocurra un gran terremoto ( escala de magnitud de momento ) es 30 veces mayor durante un evento ETS que en otras circunstancias, [11] pero observaciones más recientes han demostrado que esta teoría es simplista. [12] Un factor es que el temblor ocurre en muchos segmentos en diferentes momentos a lo largo del límite de la placa; otro factor es que rara vez se ha observado que el temblor y los grandes terremotos se correlacionen en el tiempo. [13]
Los eventos de deslizamiento lento se vinculan frecuentemente con "retumbar" sismológico no volcánico, o temblor. El temblor se distingue de los terremotos en varios aspectos clave: frecuencia, duración y origen. Las ondas sísmicas generadas por terremotos son de alta frecuencia y de corta duración. Estas características permiten a los sismólogos determinar el hipocentro de un terremoto utilizando métodos de primera llegada . En contraste, las señales de temblor son débiles y de larga duración. [14] Además, mientras que los terremotos son causados por la ruptura de fallas , el temblor generalmente se atribuye al movimiento subterráneo de fluidos (magmáticos o hidrotermales). [15] Además de en zonas de subducción, se han detectado temblores en fallas transformantes como la de San Andrés . [16]
En las zonas de subducción de Cascadia y Nankai , los eventos de deslizamiento lento están directamente asociados con el temblor. [4] [17] En la zona de subducción de Cascadia, los eventos de deslizamiento y las señales de temblor sismológico coinciden espacial y temporalmente, [18] pero esta relación no se extiende a la zona de subducción mexicana. [19] Además, esta asociación no es una característica intrínseca de los eventos de deslizamiento lento. En la zona de subducción de Hikurangi , Nueva Zelanda, los eventos de deslizamiento episódicos están asociados con microterremotos distintos de falla inversa . [6]
Se han identificado dos tipos de temblor: uno asociado con la deformación geodésica (como se describió anteriormente) y otro asociado con ráfagas de 5 a 10 segundos excitadas por terremotos distantes. El segundo tipo de temblor se ha detectado en todo el mundo; por ejemplo, se ha desencadenado en la falla de San Andrés por el terremoto de Denali de 2002 y en Taiwán por el terremoto de Kunlun de 2001. [20] [21]
El temblor se asocia comúnmente con el movimiento subterráneo de fluidos magmáticos o hidrotermales. [15] A medida que una placa se subduce hacia el manto, pierde agua de su espacio poroso y debido a los cambios de fase de los minerales hidratados (como el anfíbol ). Se ha propuesto que esta liberación de agua genera un fluido supercrítico en la interfaz de la placa, lubricando el movimiento de la placa. [22] Este fluido supercrítico puede abrir fracturas en la roca circundante, y que el temblor es la señal sismológica de este proceso. [22] El modelado matemático ha reproducido con éxito la periodicidad del temblor episódico y el deslizamiento en la región de Cascadia al incorporar este efecto de deshidratación. [23] En esta interpretación, el temblor puede aumentar donde la corteza oceánica en subducción es joven, caliente y húmeda en lugar de más vieja y más fría.
Sin embargo, también se han propuesto modelos alternativos. Se ha demostrado que el temblor está influenciado por las mareas o el flujo variable de fluidos a través de un volumen fijo. [8] [24] El temblor también se ha atribuido al deslizamiento por cizallamiento en la interfaz de las placas. [4] Las contribuciones recientes en el modelado matemático reproducen las secuencias de Cascadia y Hikurangi (Nueva Zelanda), y sugieren que la deshidratación in situ es la causa de los temblores episódicos y los eventos de deslizamiento. [25] [26] [27]
