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Terremoto lento

Un terremoto lento es un evento discontinuo, similar a un terremoto , que libera energía durante un período de horas a meses, en lugar de los segundos a minutos característicos ...

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Un terremoto lento es un evento discontinuo, similar a un terremoto , que libera energía durante un período de horas a meses, en lugar de los segundos a minutos característicos de un terremoto típico. Detectados por primera vez mediante mediciones de deformación a largo plazo [1] , la mayoría de los terremotos lentos ahora parecen estar acompañados por flujo de fluido y temblor relacionado, [2] que se pueden detectar y ubicar aproximadamente utilizando datos de sismómetros filtrados adecuadamente (generalmente en la banda de 1 a 5 Hz). Es decir, son silenciosos en comparación con un terremoto regular, pero no "silenciosos" como se describía en el pasado. [3]

Los terremotos lentos no deben confundirse con los terremotos tsunami , en los que una velocidad de ruptura relativamente lenta produce un tsunami desproporcionado respecto del terremoto que lo desencadenó. En un terremoto tsunami, la ruptura se propaga a lo largo de la falla más lentamente de lo habitual, pero la liberación de energía se produce en una escala de tiempo similar a la de otros terremotos.

Causas

Sección transversal común de una zona de subducción

Los terremotos ocurren como consecuencia de aumentos graduales de tensión en una región, y una vez que se alcanza la tensión máxima que las rocas pueden soportar se genera una ruptura y el movimiento sísmico resultante está relacionado con una caída en la tensión cortante del sistema. Los terremotos generan ondas sísmicas cuando ocurre la ruptura en el sistema, las ondas sísmicas consisten en diferentes tipos de ondas que son capaces de moverse a través de la Tierra como ondulaciones sobre el agua. [4] Las causas que conducen a terremotos lentos solo se han investigado teóricamente, por la formación de grietas cortantes longitudinales que se analizaron utilizando modelos matemáticos. Se tienen en cuenta las diferentes distribuciones de la tensión inicial , la tensión de fricción deslizante y la energía de fractura específica. Si la tensión inicial menos la tensión de fricción deslizante (con respecto a la grieta inicial) es baja, y la energía de fractura específica o la resistencia del material de la corteza (en relación con la cantidad de tensión) es alta, entonces se producirán terremotos lentos con regularidad. [5] En otras palabras, los terremotos lentos son causados ​​por una variedad de procesos de deslizamiento y pegado y deslizamiento intermedios entre fracturas frágiles y dúctiles controladas por asperezas . [ cita requerida ] Las asperezas son pequeñas protuberancias y protuberancias a lo largo de las caras de las fracturas. Están mejor documentadas en los niveles intermedios de la corteza de ciertas zonas de subducción (especialmente aquellas que se inclinan superficialmente: SO de Japón, Cascadia, [6] Chile), pero parecen ocurrir también en otros tipos de fallas , en particular en los límites de placas de deslizamiento como la falla de San Andrés y las fallas normales de "megadeslizamientos" en los flancos de los volcanes. [6]

Ubicaciones

Sección transversal de subducción de Cascadia

Las fallas ocurren en toda la Tierra; las fallas pueden incluir fallas convergentes , divergentes y transformantes , y normalmente ocurren en los márgenes de las placas. A partir de 2013, [update]algunas de las ubicaciones que se han estudiado recientemente para terremotos lentos incluyen: Cascadia , [6] California, Japón, Nueva Zelanda, México y Alaska. Las ubicaciones de los terremotos lentos pueden proporcionar nuevos conocimientos sobre el comportamiento de los terremotos normales o rápidos. Al observar la ubicación de los temblores asociados con los terremotos lentos y de deslizamiento lento, los sismólogos pueden determinar la extensión del sistema y estimar futuros terremotos en el área de estudio. [4]

Tipos

Teruyuki Kato identifica varios tipos de terremotos lentos: [7]

  • terremotos de baja frecuencia (LFE)
  • terremotos de muy baja frecuencia (VLF) y terremotos profundos de baja frecuencia
  • Eventos de deslizamiento lento (SSE)
  • temblor y deslizamiento episódico (ETS)

Terremotos de baja frecuencia

Gráficas de eventos sísmicos en función de sus amplitudes y frecuencias promedio. Los terremotos de baja frecuencia alcanzan su pico entre 1 y 3 Hz.

Los terremotos de baja frecuencia (LFEs) son eventos sísmicos definidos por formas de onda con períodos mucho mayores que los de los terremotos ordinarios y ocurren abundantemente durante terremotos lentos. [8] Los LFE pueden ser de origen volcánico, semivolcánico o tectónico, [9] pero aquí solo se describen los LFE tectónicos o los LFE generados durante terremotos lentos. Los LFE tectónicos se caracterizan por magnitudes generalmente bajas (M<3) y tienen frecuencias con picos entre 1 y 3 Hz. [10] Son el componente más grande del temblor no volcánico en las zonas de subducción, y en algunos casos son el único componente. [8] A diferencia de los terremotos ordinarios, los LFE tectónicos ocurren en gran medida durante eventos de deslizamiento de larga duración en las interfaces de subducción (hasta varias semanas en algunos casos) llamados eventos de deslizamiento lento (SSE). [11] [12] El mecanismo responsable de su generación en las zonas de subducción es el deslizamiento por empuje a lo largo de los segmentos de transición de la interfaz de la placa. [13] Los LFE son eventos sísmicos altamente sensibles que probablemente pueden ser desencadenados por fuerzas de marea, así como por ondas que se propagan desde terremotos distantes. [8] Los LFE tienen hipocentros ubicados en dirección descendente desde la zona sismogénica , [14] la región de origen de los megaterremotos. Durante los SSE, los focos de LFE migran a lo largo de la interfaz de subducción en conjunto con el frente de deslizamiento de cizallamiento primario. [8]

La profundidad de ocurrencia de terremotos de baja frecuencia está en el rango de aproximadamente 20 a 45 kilómetros dependiendo de la zona de subducción, y a profundidades menores en fallas de rumbo en California. [15] En zonas de subducción "cálidas" como la costa oeste de América del Norte, o secciones en el este de Japón, esta profundidad corresponde a una zona de transición o deslizamiento transitorio entre los intervalos de deslizamiento bloqueado y estable de la interfaz de la placa. [16] La zona de transición está ubicada a profundidades aproximadamente coincidentes con la discontinuidad continental de Mohorovicic . [8] En la zona de subducción de Cascadia , la distribución de LFE forma una superficie aproximadamente paralela a los eventos sísmicos intercorticales, pero desplazada de 5 a 10 kilómetros hacia abajo, lo que proporciona evidencia de que los LFE se generan en la interfaz de la placa.

Geometría de las placas en subducción y zonas entre placas definidas cinemáticamente. La zona bloqueada es la más superficial, donde las dos placas están bloqueadas entre sí; la zona de deslizamiento transitorio se encuentra en dirección descendente respecto de la zona bloqueada y es el sitio de los deslizamientos de superficie en movimiento (SSE, por sus siglas en inglés), y la zona de deslizamiento estable es donde las dos placas se deslizan continuamente en su interfaz.

Los terremotos de baja frecuencia son un área activa de investigación y pueden ser indicadores sísmicos importantes para terremotos de mayor magnitud. [8] Dado que se han registrado eventos de deslizamiento lento y sus señales LFE correspondientes, ninguno de ellos ha estado acompañado de un terremoto de megathrust, sin embargo, los SSE actúan para aumentar la tensión en la zona sismogénica al forzar el intervalo bloqueado entre la placa subductora y la placa superior para acomodar el movimiento de inclinación hacia abajo. [17] [8] Algunos cálculos encuentran que la probabilidad de que ocurra un gran terremoto durante un evento de deslizamiento lento es de 30 a 100 veces mayor que las probabilidades de fondo. [17] Comprender el peligro sísmico que los LFE pueden anunciar es una de las principales razones de su investigación. Además, los LFE son útiles para la obtención de imágenes tomográficas de zonas de subducción porque sus distribuciones mapean con precisión el contacto de la placa profunda cerca de la discontinuidad de Mohorovicic . [18] [19]

Historia

Los terremotos de baja frecuencia se clasificaron por primera vez en 1999, cuando la Agencia Meteorológica de Japón (JMA) comenzó a diferenciar la firma sísmica de los terremotos de baja frecuencia en su catálogo de sismicidad. El descubrimiento y la comprensión de los terremotos de baja frecuencia en zonas de subducción se debe en parte al hecho de que las firmas sísmicas de estos eventos se encontraron lejos de los volcanes. [20] Antes de su descubrimiento, los eventos de temblor de este estilo se asociaban principalmente con el vulcanismo , donde el temblor se genera por el acoplamiento parcial de fluidos magmáticos en movimiento. [20] Los investigadores japoneses detectaron por primera vez un "temblor continuo de baja frecuencia" cerca de la parte superior de la placa del Mar de Filipinas en subducción [21] [20] en 2002. Después de interpretar inicialmente estos datos sísmicos como temblor inducido por deshidratación, los investigadores en 2007 descubrieron que los datos contenían muchas formas de onda de temblores de baja frecuencia, o enjambres de temblores de baja frecuencia. [11] Antes de 2007, se creía que los temblores y los LFE eran eventos distintos que a menudo ocurrían juntos, pero actualmente se sabe que los LFE son el componente más grande que forma el temblor tectónico . [11] Los LFE y los SSE se observan con frecuencia en zonas de subducción en el oeste de América del Norte, Japón, México, Costa Rica, Nueva Zelanda, así como en fallas de deslizamiento poco profundas en California. [8]

Detección

Los terremotos de baja frecuencia no exhiben el mismo carácter sísmico que los terremotos regulares, principalmente porque carecen de ondas corporales impulsivas distintivas. Las llegadas de ondas P de los LFE tienen amplitudes tan pequeñas que a menudo son difíciles de detectar, por lo que cuando la JMA distinguió por primera vez la clase única de terremoto fue principalmente por la detección de llegadas de ondas S que eran emergentes. [16] Debido a esto, detectar LFE es casi imposible utilizando técnicas clásicas. A pesar de su falta de identificadores sísmicos importantes, los LFE pueden detectarse en umbrales bajos de relación señal-ruido (SNR) utilizando métodos avanzados de correlación sísmica. El método más común para identificar LFE implica la correlación del registro sísmico con una plantilla construida a partir de formas de onda LFE confirmadas. [10] [12] [8] Dado que los LFE son eventos tan sutiles y tienen amplitudes que con frecuencia se ven ahogadas por el ruido de fondo, las plantillas se construyen apilando formas de onda LFE similares para reducir la SNR. El ruido se reduce hasta tal punto que se puede buscar una forma de onda relativamente limpia en el registro sísmico, y cuando los coeficientes de correlación se consideran lo suficientemente altos, se detecta un LFE. [12] La determinación de la orientación del deslizamiento responsable de los LFE y los terremotos en general se realiza mediante el método del primer movimiento de las ondas P. Las ondas P de LFE, cuando se detectan con éxito, tienen primeros movimientos indicativos de tensión de compresión, lo que indica que el deslizamiento de detección de empuje es responsable de su generación. [13] Sin embargo, extraer datos de ondas P de alta calidad de las formas de onda LFE puede ser bastante difícil y, además, es importante para determinaciones precisas de la profundidad hipocentral. La detección de llegadas de ondas P de alta calidad es un advenimiento reciente gracias al despliegue de redes de monitoreo sísmico de alta sensibilidad. La ocurrencia de profundidad de LFE generalmente se determina por las llegadas de ondas P, pero también se ha determinado mapeando los epicentros de LFE contra geometrías de placas en subducción. [10] Este método no discrimina si el LFE observado se activó en la interfaz de la placa o dentro de la placa descendente, por lo que se requiere un análisis geofísico adicional para determinar dónde se ubica exactamente el foco. Ambos métodos concluyen que los LFE se activan en efecto en el contacto de la placa. [22] [13] [10]

Terremotos de baja frecuencia en Cascadia

Zona de subducción de Cascadia.
Datos de GPS que registran eventos episódicos de deslizamiento en Cascadia desde la estación Albert Head, Victoria

La zona de subducción de Cascadia se extiende desde el norte de California hasta aproximadamente la mitad de la isla de Vancouver y es donde las placas Juan de Fuca, Explorer y Gorda son superadas por América del Norte. En la zona de subducción de Cascadia, los terremotos de baja frecuencia se observan predominantemente en la interfaz de la placa en la dirección descendente de la zona sismogénica. [23] [10] En la sección sur de la zona de subducción, desde las latitudes 40°N a 41,8°N, se producen terremotos de baja frecuencia a profundidades entre 28 y 47 kilómetros, [15] mientras que más al norte, cerca de la isla de Vancouver, el rango se contrae a aproximadamente 25-37 kilómetros. [10] Algunos autores han clasificado esta sección de profundidad de la zona de subducción como la zona de "deslizamiento transitorio" o "de transición" debido a su comportamiento de deslizamiento episódico [16] y está limitada en dirección ascendente y descendente por la "zona bloqueada" y la "zona de deslizamiento estable", respectivamente. La sección de deslizamiento transitorio de Cascadia está marcada por altas relaciones Vp/Vs (velocidad de onda P dividida por velocidad de onda S) y se designa como una zona de baja velocidad (LVZ). [10] [23] Además, la LVZ tiene altas relaciones de Poisson determinadas por observaciones de ondas telesísmicas. [22] Estas propiedades sísmicas que definen la LVZ han sido interpretadas como una región sobrepresionada de la losa descendente con altas presiones de fluido de poro. [15] [22] La presencia de agua en la interfaz de subducción y su relación con la generación de LFE no se entiende completamente, pero el debilitamiento hidrolítico del contacto de la roca es probablemente importante. [8]

En las secciones poco profundas (<25 km de profundidad) de la zona de subducción de Cascadia se han observado repetidamente terremotos de megathrust (M>8), [24] recientemente se ha descubierto que ocurren terremotos de baja frecuencia a mayores profundidades, en dirección descendente de la zona sismogénica. El primer indicador de terremotos de baja frecuencia en Cascadia se descubrió en 1999 cuando tuvo lugar un evento asísmico en la interfaz de subducción en la que la placa norteamericana superior se deslizó 2 centímetros al suroeste durante un período de varias semanas, según lo registrado por los sitios del Sistema de Posicionamiento Global (GPS) [24] en Columbia Británica. Este aparente evento de deslizamiento lento ocurrió en un área de 50 por 300 kilómetros y duró aproximadamente 35 días. Los investigadores estimaron que la energía liberada en un evento de este tipo sería equivalente a un terremoto de magnitud 6-7, pero no se detectó ninguna señal sísmica significativa. [24] El carácter asísmico del evento llevó a los observadores a concluir que el deslizamiento fue mediado por una deformación dúctil en profundidad. [24] Después de un análisis más profundo del registro GPS, se encontró que estos eventos de deslizamiento inverso se repetían en intervalos de 13 a 16 meses y duraban de 2 a 4 semanas en cualquier estación GPS. [25] Poco después, los geofísicos pudieron extraer las firmas sísmicas de estos eventos de deslizamiento lento y descubrieron que eran similares al temblor [26] y clasificaron el fenómeno como temblor y deslizamiento episódico (ETS). Con el advenimiento de técnicas de procesamiento mejoradas y el descubrimiento de que los LFE forman parte del temblor, [11] los terremotos de baja frecuencia se consideraron ampliamente como una ocurrencia común en la interfaz de la placa en dirección descendente de la zona sismogénica en Cascadia.

Los temblores de baja frecuencia en la zona de subducción de Cascadia están fuertemente asociados con la carga de marea. [27] Una serie de estudios en Cascadia encuentran que las señales máximas de terremotos de baja frecuencia alternan entre estar en fase con la tasa máxima de esfuerzo cortante de marea y estar en fase con el esfuerzo cortante de marea máximo, [28] lo que sugiere que los temblores de baja frecuencia están modulados por cambios en el nivel del mar. Por lo tanto, los eventos de deslizamiento de cizallamiento responsables de los temblores de baja frecuencia son bastante sensibles a los cambios de presión en el rango de varios kilopascales.

Terremotos de baja frecuencia en Japón

Configuración de subducción de Japón.

El descubrimiento de los LFE se origina en Japón en la depresión de Nankai y se debe en parte a la colaboración a nivel nacional de la investigación sismológica tras el terremoto de Kobe de 1995. Los terremotos de baja frecuencia en Japón se observaron por primera vez en un entorno de subducción donde la placa del Mar de Filipinas se subduce en la depresión de Nankai cerca de Shikoku . El temblor continuo de baja frecuencia que observaron los investigadores se interpretó inicialmente como el resultado de reacciones de deshidratación en la placa en subducción. [21] La fuente de estos temblores se produjo a una profundidad media de unos 30 kilómetros, y se distribuyeron a lo largo del rumbo de la interfaz de subducción en una longitud de 600 kilómetros. [20] De forma similar a Cascadia, estos temblores de baja frecuencia se produjeron con eventos de deslizamiento lento que tuvieron un intervalo de recurrencia de aproximadamente 6 meses. [29] El descubrimiento posterior de los LFE formando temblores [11] confirmó la existencia generalizada de LFE en las zonas de subducción japonesas, y los LFE se observan ampliamente y se cree que ocurren como resultado de los SSE.

La distribución de los LFE en Japón se centra en la subducción de la placa del Mar de Filipinas y no en la placa del Pacífico más al norte. [18] Esto probablemente se deba a la diferencia en las geometrías de subducción entre las dos placas. La placa del Mar de Filipinas en la depresión de Nankai se subduce en ángulos generales menos profundos que la placa del Pacífico en la Fosa de Japón , [30] lo que hace que la Fosa de Japón sea menos adecuada para los SSE y los LFE. Los LFE en Japón tienen hipocentros ubicados cerca de la extensión más profunda de la zona de transición, en dirección descendente desde la zona sismogénica. [18] Las estimaciones de la profundidad de ocurrencia de la zona sismogénica cerca de Tokai, Japón, son de 8 a 22 kilómetros, según lo determinado por métodos térmicos. [31] Además, los LFE ocurren en un rango de temperatura de 450 a 500 °C en Tokai, lo que indica que la temperatura puede desempeñar un papel importante en la generación de LFE en Japón. [31]

Terremotos de muy baja frecuencia

Los terremotos de muy baja frecuencia (VLF) pueden considerarse una subcategoría de los terremotos de baja frecuencia que difieren en términos de duración y período. Los VLF tienen magnitudes de aproximadamente 3-3,5, duraciones de alrededor de 20 segundos, [8] y están además enriquecidos en energía de baja frecuencia (0,03-0,02 Hz). [32] Los VLF ocurren predominantemente con LFE, pero lo inverso no es cierto. Hay dos entornos principales de zona de subducción donde se han detectado VLF, 1) dentro del prisma de acreción offshore y 2) en la interfaz de placa en dirección descendente de la zona sismogénica. Dado que estos dos entornos tienen profundidades considerablemente diferentes, se los ha denominado VLF superficiales y VLF profundos, respectivamente. [8] Al igual que los LFE, los terremotos de muy baja frecuencia migran a lo largo del rumbo durante los eventos ETS. [32] Se han encontrado VLF tanto en la zona de subducción de Cascadia en el oeste de América del Norte, [33] así como en Japón en la fosa de Nankai y la fosa de Ryukyu. [34]

Las VLF se producen por mecanismos de falla inversa, [35] similares a las LFE.

Eventos de deslizamiento lento

Los eventos de deslizamiento lento (SSE, por sus siglas en inglés) son eventos de deslizamiento por cizallamiento de larga duración en las interfaces de subducción y los procesos físicos responsables de la generación de terremotos lentos. Son episodios de desplazamiento lentos en función del sentido del empuje que pueden tener duraciones de hasta varias semanas, por lo que se los denomina "lentos". [8] En muchos casos, el intervalo de recurrencia de los eventos de deslizamiento lento es notablemente periódico y está acompañado de temblor tectónico, lo que llevó a los sismólogos a denominarlos temblor y deslizamiento episódicos (ETS, por sus siglas en inglés). En Cascadia, el período de retorno de los SSE es de aproximadamente 14,5 meses, pero varía a lo largo del margen de la zona de subducción. [36] En la región de Shikoku en el sudoeste de Japón, el intervalo es más corto, de aproximadamente 6 meses, según lo determinado por los cambios en la inclinación de la corteza. [29] Algunos SSE tienen duraciones superiores a varios años, como el SSE de Tokai que duró desde mediados de 2000 hasta 2003. [37]

El lugar de desplazamiento del evento de deslizamiento lento se propaga a lo largo de la dirección de las interfaces de subducción a velocidades de 5 a 10 kilómetros por día durante los terremotos lentos en Cascadia, [38] y esta propagación es responsable de la migración similar de los LFE y el temblor.

Temblor y deslizamiento episódicos

Diagrama de terremoto FW-HW

Los terremotos lentos pueden ser episódicos (relativos al movimiento de las placas), y por lo tanto algo predecibles, un fenómeno denominado "temblor y deslizamiento episódico" o "ETS" en la literatura. Los eventos ETS pueden durar semanas a diferencia de los "terremotos normales" que ocurren en cuestión de segundos. Varios eventos de terremotos lentos en todo el mundo parecen haber desencadenado terremotos sísmicos importantes y dañinos en la corteza más superficial (por ejemplo, Nisqually 2001 , Antofagasta 1995 ). Por el contrario, los terremotos importantes desencadenan un "arrastre poseísmico" en la corteza y el manto más profundos. [39]

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 reaparecido en 2008 y 2013. [40] Dura alrededor de un año cada vez y libera tanta energía como un terremoto de magnitud 7.

Véase también

Referencias

  1. ^ Michael R. Forrest. "Terremotos lentos". Scec.org . Consultado el 5 de mayo de 2010 .
  2. ^ Brown, Kevin M.; Tryon, Michael D.; DeShon, Heather R.; Dorman, LeRoy M.; Schwartz, Susan Y. (2005). "Pulsación de fluidos transitoria correlacionada y tremor sísmico en la zona de subducción de Costa Rica" (PDF) . Earth and Planetary Science Letters . 238 (1–2): 189–203. Bibcode :2005E&PSL.238..189B. doi :10.1016/j.epsl.2005.06.055. Archivado desde el original (PDF) el 2013-03-13 . Consultado el 2014-03-16 .
  3. ^ Timothy I. Melbourne y Frank H. Webb (20 de junio de 2003). "GEOFÍSICA: Mejorada: Lenta pero no del todo silenciosa". Science . 300 (5627): 1886–1887. doi :10.1126/science.1086163. PMID  12817131. S2CID  124520126.
  4. ^ ab Aida Quezada-Reyes (2011). "Terremotos lentos: una visión general" (PDF) .
  5. ^ Teruo Yamashita (1980). "Causas de terremotos lentos y terremotos múltiples – Teruo Yamashita". Revista de Física de la Tierra.
  6. ^ abc Walter Szeliga; Timothy I. Melbourne; M. Meghan Miller y V. Marcelo Santillan (2004). "Terremotos lentos episódicos en el sur de Cascadia" (PDF) . Geophysical Research Letters.
  7. ^ Kato, Teruyaki (2011). "Terremoto lento". En Gupta, Harsh K. (ed.). Enciclopedia de geofísica de la Tierra sólida (2.ª ed.). Dordrecht: Springer. págs. 1374–1382. ISBN  978-90-481-8701-0. Consultado el 7 de abril de 2013 .
  8. ^ abcdefghijklm Beroza, Gregory C.; Ide, Satoshi (2011). "Terremotos lentos y temblores no volcánicos". Revista anual de ciencias de la Tierra y planetarias . 39 : 271–296. Código Bibliográfico :2011AREPS..39..271B. doi :10.1146/annurev-earth-040809-152531.
  9. ^ Aso, Naofumi; Ohta, Kazuaki; Ide, Satoshi (17 de julio de 2013). "Terremotos tectónicos, volcánicos y semivolcánicos de baja frecuencia en el oeste de Japón". Tectonofísica . Grandes terremotos a lo largo de zonas de subducción. 600 : 27–40. Bibcode :2013Tectp.600...27A. doi :10.1016/j.tecto.2012.12.015.
  10. ^ abcdefg Bostock, MG; Royer, AA; Hearn, EH; Peacock, SM (2012). "Terremotos de baja frecuencia por debajo del sur de la isla de Vancouver". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 13 (11): Q11007. Bibcode :2012GGG....1311007B. doi : 10.1029/2012gc004391 .
  11. ^ abcde Shelly, David R.; Beroza, Gregory C.; Satoshi, Ide (2007). "Temblores no volcánicos y enjambres de terremotos de baja frecuencia". Nature . 446 (7133): 305–307. Bibcode :2007Natur.446..305S. doi :10.1038/nature05666. PMID  17361180. S2CID  4404016.
  12. ^ abc Royer, AA; Bostock, MG (2014). "Un estudio comparativo de plantillas de terremotos de baja frecuencia en el norte de Cascadia". Earth and Planetary Science Letters . 402 : 247–256. Código Bibliográfico :2014E&PSL.402..247R. doi :10.1016/j.epsl.2013.08.040.
  13. ^ abc Ide, Satoshi; Shelly, David R.; Beroza, Gregory C. (2007). "Mecanismo de los terremotos profundos de baja frecuencia: Más evidencia de que el temblor profundo no volcánico es generado por deslizamiento de cizallamiento en la interfaz de las placas". Geophysical Research Letters . 34 (3): L03308. Bibcode :2007GeoRL..34.3308I. doi : 10.1029/2006gl028890 .
  14. ^ Hyndman, RD; Yamano, M.; Oleskevich, DA (1997). "La zona sismogénica de las fallas de empuje de subducción". The Island Arc . 6 (3): 244–260. doi :10.1111/j.1440-1738.1997.tb00175.x. S2CID  128390748.
  15. ^ abc Plourde, Alexander P.; Bostock, Michael G.; Audet, Pascal; Thomas, Amanda M. (2015). "Terremotos de baja frecuencia en el margen sur de Cascadia". Geophysical Research Letters . 42 (12): 4849–4855. Código Bibliográfico :2015GeoRL..42.4849P. doi : 10.1002/2015gl064363 .
  16. ^ abc Shelly, David; Beroza, Gregory C.; Ide, Satoshi; Nakamula, Sho (2006). "Terremotos de baja frecuencia en Shikoku, Japón, y su relación con el temblor episódico y el salto". Nature . 442 (7099): 188–191. Bibcode :2006Natur.442..188S. doi :10.1038/nature04931. PMID  16838019. S2CID  4425159.
  17. ^ ab Mazzotti, S. (2004). "Variabilidad de la probabilidad a corto plazo del próximo gran terremoto en la zona de subducción de Cascadia". Boletín de la Sociedad Sismológica de América . 94 (5): 1954–1959. Bibcode :2004BuSSA..94.1954M. doi :10.1785/012004032.
  18. ^ abc Ohta, Kazuaki; Ide, Satoshi (1 de enero de 2011). "Distribución precisa del hipocentro de terremotos profundos de baja frecuencia y su relación con la geometría local de la placa de subducción en la zona de subducción de Nankai, Japón". Revista de investigación geofísica: Tierra sólida . 116 (B1): B01308. Código Bibliográfico :2011JGRB..116.1308O. doi : 10.1029/2010JB007857 . ISSN  2156-2202.
  19. ^ Zhao, Dapeng; Wei, Wei; Nishizono, Yukihisa; Inakura, Hirohito (11 de noviembre de 2011). "Terremotos de baja frecuencia y tomografía en el oeste de Japón: información sobre la actividad fluida y magmática". Revista de Ciencias de la Tierra de Asia . 42 (6): 1381–1393. Bibcode :2011JAESc..42.1381Z. doi :10.1016/j.jseaes.2011.08.003.
  20. ^ abcd Obara, Kazushige (2002). "Temblor profundo no volcánico asociado con la subducción en el suroeste de Japón". Science . 296 (5573): 1679–1681. Bibcode :2002Sci...296.1679O. doi :10.1126/science.1070378. PMID  12040191. S2CID  32354691.
  21. ^ ab Katsumata, Akio; Kamaya, Noriko (2003). "Temblor continuo de baja frecuencia alrededor de la discontinuidad de Moho lejos de los volcanes en el suroeste de Japón". Geophysical Research Letters . 30 (1): 20–1–20–4. Código Bibliográfico :2003GeoRL..30.1020K. doi : 10.1029/2002gl015981 . S2CID  67820855.
  22. ^ abc Audet, Pascal; Bostock, Michael G.; Christensen, Nikolas I.; Peacock, Simon M. (2009). "Evidencia sísmica de corteza oceánica subducida bajo sobrepresión y sellado de fallas de megathrust". Nature . 457 (7225): 76–78. Bibcode :2009Natur.457...76A. doi :10.1038/nature07650. PMID  19122639. S2CID  4417003.
  23. ^ ab Nowack, Robert L.; Bostock, Michael G. (2013). "Ondas dispersas de terremotos de baja frecuencia y estructura de los límites de placas en el norte de Cascadia". Geophysical Research Letters . 40 (16): 4238–4243. Bibcode :2013GeoRL..40.4238N. doi : 10.1002/grl.50826 .
  24. ^ abcd Dragert, Herb; Wang, Kelin; James, Thomas S. (2001). "Un evento de deslizamiento silencioso en la interfaz de subducción más profunda de Cascadia". Science . 292 (5521): 1525–1528. Bibcode :2001Sci...292.1525D. doi : 10.1126/science.1060152 . PMID  11313500. S2CID  10928887.
  25. ^ Miller, M. Meghan; Melbourne, Tim; Johnson, Daniel J.; Sumner, William Q. (2002). "Terremotos lentos periódicos de la zona de subducción de Cascadia". Science . 295 (5564): 2423. doi :10.1126/science.1071193. PMID  11923530. S2CID  34959452.
  26. ^ Rogers, Gary; Dragert, Herb (2003). "Temblor episódico y deslizamiento en la zona de subducción de Cascadia: el parloteo del deslizamiento silencioso". Science . 300 (5627): 1942–1943. Bibcode :2003Sci...300.1942R. doi : 10.1126/science.1084783 . PMID  12738870. S2CID  2672381.
  27. ^ Lambert, Anthony; Kao, Honn; Rogers, Gary; Courtier, Nicholas (2009). "Correlación de la actividad de temblores con el estrés de marea en la zona de subducción del norte de Cascadia". Journal of Geophysical Research . 114 (B8): B00A08. Bibcode :2009JGRB..114.0A08L. doi : 10.1029/2008jb006038 .
  28. ^ Royer, AA; Thomas, AM; Bostock, MG (2014). "Modulación de mareas y activación de terremotos de baja frecuencia en el norte de Cascadia". Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 120 (1): 384–405. Bibcode :2015JGRB..120..384R. doi : 10.1002/2014jb011430 .
  29. ^ ab Obara, Kazushige; Hirose, Hitoshi; Yamamizu, Fumio; Kasahara, Keiji (16 de diciembre de 2004). "Eventos episódicos de deslizamiento lento acompañados de temblores no volcánicos en la zona de subducción del suroeste de Japón". Geophysical Research Letters . 31 (23): L23602. Bibcode :2004GeoRL..3123602O. doi : 10.1029/2004GL020848 . ISSN  1944-8007.
  30. ^ Abdelwahed, Mohamed F.; Zhao, Dapeng (15 de junio de 2007). "Estructura profunda de la zona de subducción de Japón". Física de la Tierra y de los interiores planetarios . 162 (1–2): 32–52. Bibcode :2007PEPI..162...32A. doi :10.1016/j.pepi.2007.03.001.
  31. ^ ab Suenaga, Nobuaki; Yoshioka, Shoichi; Matsumoto, Takumi (1 de noviembre de 2016). "Relaciones entre la temperatura, la deshidratación de la placa subductora del Mar de Filipinas y la ocurrencia de un megaterremoto, terremotos de baja frecuencia y un evento de deslizamiento lento en el distrito de Tokai, Japón central". Física de la Tierra y los interiores planetarios . 260 : 44–52. Bibcode :2016PEPI..260...44S. doi :10.1016/j.pepi.2016.09.004.
  32. ^ ab Ghosh, Abhijit; Huesca-Pérez, Eduardo; Brodsky, Emily; Ito, Yoshihiro (16 de mayo de 2015). "Los terremotos de muy baja frecuencia en Cascadia migran con el temblor". Geophysical Research Letters . 42 (9): 2015GL063286. Código Bibliográfico :2015GeoRL..42.3228G. doi :10.1002/2015GL063286. ISSN  1944-8007. S2CID  129080226.
  33. ^ Hutchison, Alexandra A; Ghosh, Abhijit (2016). "Terremotos de muy baja frecuencia asincrónicos espaciotemporalmente con un fuerte temblor durante el evento episódico de temblor y deslizamiento de 2014 en Cascadia". Geophysical Research Letters . 43 (13): 6876–6882. Código Bibliográfico :2016GeoRL..43.6876H. doi :10.1002/2016GL069750. S2CID  133438415.
  34. ^ Ando, ​​Masataka; Tu, Yoko; Kumagai, Hiroyuki; Yamanaka, Yoshiko; Lin, Cheng-Horng (2012). "Terremotos de muy baja frecuencia a lo largo de la zona de subducción de Ryukyu". Geophysical Research Letters . 39 (4): L04303. Bibcode :2012GeoRL..39.4303A. doi : 10.1029/2011GL050559 . ISSN  1944-8007.
  35. ^ Matsuzawa, Takanori; Asano, Youichi; Obara, Kazushige (16 de junio de 2015). "Terremotos de muy baja frecuencia en la costa del Pacífico de Tohoku, Japón". Geophysical Research Letters . 42 (11): 2015GL063959. Código Bibliográfico :2015GeoRL..42.4318M. doi : 10.1002/2015GL063959 . ISSN  1944-8007.
  36. ^ Brudzinski, Michael R.; Allen, Richard M. (2007). "Segmentación en temblores episódicos y deslizamientos a lo largo de Cascadia". Geología . 35 (10): 907. Bibcode :2007Geo....35..907B. doi :10.1130/g23740a.1.
  37. ^ Miyazaki, Shin'ichi; Segall, Paul; McGuire, Jeffery J.; Kato, Teruyuki; Hatanaka, Yuki (1 de marzo de 2006). "Evolución espacial y temporal de la tensión y la tasa de deslizamiento durante el terremoto lento de Tokai de 2000". Revista de investigación geofísica: Tierra sólida . 111 (B3): B03409. Código Bibliográfico :2006JGRB..111.3409M. doi :10.1029/2004JB003426. hdl : 1912/3657 . ISSN  2156-2202.
  38. ^ Bartlow, Noel M.; Miyazaki, Shin'ichi; Bradley, Andrew M.; Segall, Paul (28 de septiembre de 2011). "Correlación espacio-temporal del deslizamiento y el temblor durante el evento de deslizamiento lento de Cascadia de 2009". Geophysical Research Letters . 38 (18): L18309. Código Bibliográfico :2011GeoRL..3818309B. doi : 10.1029/2011GL048714 . ISSN  1944-8007.
  39. ^ Timothy I. Melbourne y Frank H. Webb. "Medidas de deslizamiento superficial a partir de un terremoto lento en la falla de San Andrés utilizando InSAR". Seismo.berkeley.edu. Archivado desde el original el 5 de febrero de 2012. Consultado el 5 de mayo de 2010 .
  40. ^ "Un terremoto 'silencioso' sacude suavemente Wellington". 3 News NZ . 28 de mayo de 2013. Archivado desde el original el 23 de agosto de 2014. Consultado el 16 de marzo de 2014 .
  • Demostraciones y animaciones de ondas sísmicas – Universidad de Purdue
  • Una secuencia de terremotos lentos en la falla de San Andrés – Naturaleza
  • Un nuevo tipo de movimiento elimina el temblor del terremoto – Descubre
  • Familias de terremotos lentos en la placa subductora del Mar de Filipinas en el suroeste de Japón – Instituto Nacional de Investigación para las Ciencias de la Tierra y la Resiliencia ante Desastres
  • Un terremoto silencioso en Hawái ofrece pistas para la detección temprana de tsunamis catastróficos Archivado el 9 de octubre de 2012 en Wayback Machine – Universidad de Stanford
  • ¿Sentiste ese terremoto? Probablemente no… Archivado el 3 de agosto de 2017 en Wayback Machine – West Hawaii Today
  • Terremotos lentos, ETS y Cascadia – Central Washington University
  • Los terremotos lentos de Columbia Británica son alimentados por fluidos – CBC News
  • Un terremoto duró 32 años y los científicos quieren saber cuánto duró - National Geographic Society (inmediatamente antes del terremoto de Sumatra de 1861 )
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