Tremore episodico e scivolamento - Episodic tremor and slip

Tremore episodica slittamento ( ETS ) è un sismologico fenomeno osservato in alcune zone di subduzione che si caratterizza per non terremoto rombo sismico, o tremore e scivolamento lento lungo l'interfaccia piastra. Gli eventi di slittamento lento si distinguono dai terremoti per la loro velocità di propagazione e concentrazione . Negli eventi di scivolamento lento, c'è un'apparente inversione del movimento crostale, sebbene il movimento della faglia rimanga coerente con la direzione di subduzione. Gli stessi eventi ETS sono impercettibili per gli esseri umani e non causano danni.

Scoperta

Struttura della zona di subduzione della Cascadia . La placca Juan de Fuca sta subducendo verso nord-est sotto la placca nordamericana .

Il tremore episodico non vulcanico è stato identificato per la prima volta nel sud-ovest del Giappone nel 2002. Poco dopo, il Geological Survey of Canada ha coniato il termine "tremore e slittamento episodico" per caratterizzare le osservazioni delle misurazioni GPS nell'area dell'isola di Vancouver . L'isola di Vancouver si trova nella regione orientale e nordamericana della zona di subduzione della Cascadia . È stato osservato che gli eventi ETS in Cascadia si ripetono ciclicamente con un periodo di circa 14 mesi. L'analisi delle misurazioni ha portato alla previsione di eventi ETS negli anni successivi (ad es. 2003, 2004, 2005 e 2007). A Cascadia, questi eventi sono contrassegnati da circa due settimane di tremore sismico da 1 a 10 Hz e scivolamento non sismico ("sismico") sul bordo della placca equivalente a un terremoto di magnitudo 7. (Il tremore è un debole segnale sismologico rilevabile solo da sismometri molto sensibili.) Recenti episodi di tremore e scivolamento nella regione della Cascadia si sono verificati al di sotto della regione rotta dal terremoto della Cascadia del 1700 .

Dalla scoperta iniziale di questa modalità sismica nella regione delle Cascadia, sono stati rilevati lenti slittamenti e tremori in altre zone di subduzione in tutto il mondo, tra cui Giappone e Messico. Lo slittamento lento non è accompagnato da tremore nella zona di subduzione di Hikurangi .

Ogni cinque anni si verifica un terremoto di questo tipo della durata di un anno sotto la capitale della Nuova Zelanda , Wellington . È stato misurato per la prima volta nel 2003 ed è ricomparso nel 2008 e nel 2013.

Caratteristiche

Comportamento di scivolamento

Le misurazioni GPS di Victoria, British Columbia, mostrano inversioni periodiche nella deformazione crostale nella regione nordamericana della zona di subduzione della Cascadia.

Nella zona di subduzione della Cascadia, la placca Juan de Fuca , una reliquia dell'antica placca Farallon , sta attivamente subducendo verso est sotto la placca nordamericana . Il confine tra le placche Juan de Fuca e nordamericane è generalmente "bloccato" a causa dell'attrito tra le placche. Un marker GPS sulla superficie della placca nordamericana sopra la regione bloccata tenderà verso est mentre viene trascinato dal processo di subduzione. Le misurazioni geodetiche mostrano inversioni periodiche nel movimento (cioè il movimento verso ovest) della placca nordamericana che si rovescia. Durante queste inversioni, il marker GPS verrà spostato verso ovest per un periodo di giorni o settimane. Poiché questi eventi si verificano per una durata molto più lunga dei terremoti, sono definiti "eventi di scorrimento lento".

Sono stati osservati eventi di scivolamento lento nelle zone di subduzione di Cascadia, Giappone e Messico. Le caratteristiche uniche degli eventi di slittamento lento includono la periodicità su scale temporali da mesi ad anni, focalizzazione vicino o in basso-dip della zona bloccata e propagazione lungo il colpo da 5 a 15 km/d. Al contrario, una tipica velocità di rottura di un terremoto è dal 70 al 90% della velocità dell'onda S , o circa 3,5 km/s.

Poiché gli eventi di slittamento lento si verificano nelle zone di subduzione, la loro relazione con i terremoti megathrust è di importanza economica, umana e scientifica. Il rischio sismico rappresentato dagli eventi ETS dipende dalla loro focalizzazione. Se l'evento di scorrimento lento si estendesse nella zona sismogena , lo stress accumulato verrebbe rilasciato, riducendo il rischio di un terremoto catastrofico. Tuttavia, se l'evento di scorrimento lento si verifica sotto la zona sismogena, può "caricare" la regione di stress. La probabilità che si verifichi un grande terremoto ( scala di magnitudo momento ) è stata suggerita essere 30 volte maggiore durante un evento ETS rispetto a quella che sarebbe altrimenti, ma osservazioni più recenti hanno dimostrato che questa teoria è semplicistica. Un fattore è che il tremore si verifica in molti segmenti in momenti diversi lungo il confine della placca; un altro fattore è che raramente tremori e grandi terremoti sono stati osservati in correlazione nei tempi.

Tremore

Gli eventi di slittamento lento sono spesso collegati a "rombo" o tremore sismologico non vulcanico. Il tremore si distingue dai terremoti per diversi aspetti chiave: frequenza, durata e origine. Le onde sismiche generate dai terremoti sono ad alta frequenza e di breve durata. Queste caratteristiche consentono ai sismologi di determinare l' ipocentro di un terremoto utilizzando metodi di primo arrivo . Al contrario, i segnali di tremore sono deboli e di lunga durata. Inoltre, mentre i terremoti sono causati dalla rottura di faglie , il tremore è generalmente attribuito al movimento sotterraneo di fluidi (magmatici o idrotermali). Oltre che nelle zone di subduzione, il tremore è stato rilevato nelle faglie trasformi come quella di San Andreas .

In entrambe le zone di subduzione di Cascadia e Nankai , gli eventi di slittamento lento sono direttamente associati al tremore. Nella zona di subduzione di Cascadia, gli eventi di scorrimento e i segnali di tremore sismologico sono spazialmente e temporalmente coincidenti, ma questa relazione non si estende alla zona di subduzione messicana. Inoltre, questa associazione non è una caratteristica intrinseca degli eventi di slittamento lento. Nel Hikurangi subduzione Zone , Nuova Zelanda, eventi episodici slittamento sono associati a distinti, inversa con errori microearthquakes.

Sono stati identificati due tipi di tremore: uno associato alla deformazione geodetica (come descritto sopra) e uno associato a scoppi da 5 a 10 secondi eccitati da terremoti distanti. Il secondo tipo di tremore è stato rilevato in tutto il mondo; ad esempio, è stato innescato nella faglia di San Andreas dal terremoto di Denali del 2002 e a Taiwan dal terremoto di Kunlun del 2001 .

Interpretazione geologica

Il tremore è comunemente associato al movimento sotterraneo di fluidi magmatici o idrotermali. Quando una placca viene subdotta nel mantello, perde acqua dal suo spazio poroso e a causa dei cambiamenti di fase dei minerali idrati (come l' anfibolo ). È stato proposto che questa liberazione di acqua generi un fluido supercritico all'interfaccia della piastra, lubrificando il movimento della piastra. Questo fluido supercritico può aprire fratture nella roccia circostante e quel tremore è il segnale sismologico di questo processo. La modellazione matematica ha riprodotto con successo la periodicità del tremore episodico e dello slittamento nella regione della Cascadia incorporando questo effetto di disidratazione. In questa interpretazione, il tremore può essere aumentato dove la crosta oceanica in subduzione è giovane, calda e umida rispetto a quella più vecchia e più fredda.

Tuttavia, sono stati proposti anche modelli alternativi. È stato dimostrato che il tremore è influenzato dalle maree o dal flusso di fluido variabile attraverso un volume fisso. Il tremore è stato anche attribuito allo scorrimento di taglio all'interfaccia della piastra. Recenti contributi nella modellazione matematica riproducono le sequenze di Cascadia e Hikurangi (Nuova Zelanda) e suggeriscono la disidratazione in situ come causa degli eventi episodici di tremore e scivolamento.

Guarda anche

Riferimenti

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