Un terremoto lento è un evento simile a un terremoto discontinuo che rilascia energia in un periodo di ore a mesi, invece dei secondi a minuti tipici di un terremoto tradizionale.
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Inizialmente individuati attraverso misurazioni a lungo termine dello sforzo, la maggior parte dei terremoti lenti sembrano ora essere accompagnati da flussi di fluido e tremori correlati, che possono essere individuati e approssimativamente localizzati utilizzando dati del sismometro opportunamente filtrati (tipicamente nella banda da 1 a 5 Hz).
In altre parole, sono silenziosi rispetto a un terremoto regolare, ma non “silenti” come descritti in passato.
I terremoti lenti non devono essere confusi con i terremoti tsunami, nei quali una velocità di rottura relativamente lenta produce tsunami fuori proporzione rispetto al terremoto che li ha innescati.
In un terremoto tsunami, la rottura si propaga più lentamente del solito, ma il rilascio di energia avviene su una scala temporale simile agli altri terremoti.
Le Cause
I terremoti si verificano come conseguenza dell’incremento graduale dello stress in una regione, e una volta che raggiunge lo stress massimo che le rocce possono sopportare, si genera una rottura e il movimento sismico risultante è correlato a una diminuzione dello stress di taglio del sistema.
I terremoti generano onde sismiche quando avviene la rottura nel sistema; le onde sismiche consistono in diversi tipi di onde capaci di muoversi attraverso la Terra come increspature sull’acqua.
Le cause che portano ai terremoti lenti sono state studiate solo teoricamente, attraverso la formazione di fessure longitudinali soggette ad analisi tramite modelli matematici.
Sono considerate le diverse distribuzioni dello stress iniziale, dello stress da attrito durante lo scivolamento e dell’energia specifica di frattura.
Se lo stress iniziale meno lo stress da attrito durante lo scivolamento (in rapporto alla fessura iniziale) è basso e l’energia specifica di frattura o la resistenza del materiale crostale (relativamente alla quantità di stress) è elevata, allora i terremoti lenti si verificheranno regolarmente.
In altre parole, i terremoti lenti sono causati da una varietà di processi stick-slip e creep intermedi tra la frattura fragile controllata dalla rugosità e la frattura duttile.
Le rugosità sono piccoli rilievi e sporgenze lungo le superfici delle fratture.
Sono meglio documentate a livelli crostali intermedi in alcune zone di subduzione (specialmente quelle con una pendenza bassa, come il Giappone sud-occidentale, la Cascadia, il Cile), ma sembrano verificarsi anche su altri tipi di faglie, in particolare sui margini delle placche a scorrimento orizzontale come la faglia di San Andreas e le faglie normali associate a “mega-frane” ai fianchi dei vulcani.
Dove avvengono
Le faglie si verificano in tutto il pianeta; queste possono includere faglie convergenti, divergenti e trasformi, e di solito si verificano ai margini delle placche tettoniche.
A partire dal 2013, alcune delle località recentemente studiate per i terremoti lenti includono la regione della Cascadia, la California, il Giappone, la Nuova Zelanda, il Messico e l’Alaska.
Le posizioni dei terremoti lenti possono offrire nuove intuizioni sul comportamento dei terremoti normali o veloci.
Osservando la posizione dei tremori associati a scivolamenti lenti e terremoti lenti, i sismologi possono determinare l’estensione del sistema e stimare futuri terremoti nell’area di studio.
Tipi di terremoto lento
Teruyuki Kato identifica vari tipi di terremoti lenti:
- terremoti a bassa frequenza (LFE)
- terremoti a frequenza molto bassa (VLF) e terremoti a bassa frequenza profondi
- eventi di scivolamento lento (SSE)
- tremore episodico e scivolamento (ETS)
Terremoti a bassa frequenza
I terremoti a bassa frequenza (LFE) sono eventi sismici definiti da onde con periodi molto più lunghi rispetto a quelli dei terremoti comuni e si verificano abbondantemente durante i terremoti lenti.
Gli LFE possono avere origine vulcanica, semi-vulcanica o tettonica, ma qui si descrivono solo gli LFE tettonici o quelli generati durante terremoti lenti.
Gli LFE tettonici sono caratterizzati da magnitudo generalmente bassa (M<3) e hanno frequenze concentrate tra 1 e 3 Hz.
Costituiscono la componente principale dei tremori non vulcanici nelle zone di subduzione e in alcuni casi sono l’unico componente.
A differenza dei terremoti comuni, gli LFE tettonici si verificano principalmente durante eventi di scivolamento a lunga durata alle interfacce di subduzione (in alcuni casi fino a diverse settimane) chiamati eventi di scivolamento lento (SSE).
Il meccanismo responsabile della loro generazione alle zone di subduzione è lo scivolamento con spinta lungo segmenti di transizione dell’interfaccia delle placche.
Gli LFE sono eventi sismici altamente sensibili che possono essere probabilmente innescati dalle forze di marea e dalle onde propagatesi dai terremoti lontani.
Gli epicentri degli LFE si trovano in profondità al di sotto della zona sismogenica, la regione sorgente dei terremoti di megascorrimento.
Durante gli SSE, i foci degli LFE si spostano lungo la linea di subduzione in sincronia con il fronte principale dello scivolamento a taglio.
La profondità di insorgenza degli LFE è compresa tra circa 20 e 45 chilometri, a seconda della zona di subduzione, e a profondità più superficiali nelle faglie a scorrimento orizzontale in California.
Nelle zone di subduzione “calde” come la costa occidentale del Nord America o alcune zone del Giappone orientale, questa profondità corrisponde a una zona di transizione o scivolamento transitorio tra gli intervalli bloccati e stabili dell’interfaccia delle placche.
La zona di transizione si trova a profondità approssimativamente coincidenti con la discontinuità di Mohorovi?i? continentale. Nella zona di subduzione di Cascadia, la distribuzione degli LFE forma una superficie approssimativamente parallela agli eventi sismici intercrostali, ma spostata di 5-10 chilometri verso il basso, fornendo evidenze che gli LFE si generano nell’interfaccia delle placche.
Gli LFE a bassa frequenza sono un’area attiva di ricerca e potrebbero essere indicatori sismici importanti per terremoti di maggiore magnitudo.
Finora, non è stato registrato alcun terremoto di megascorrimento accompagnato da segnali LFE, tuttavia, gli SSE aumentano lo stress nella zona sismogenica forzando l’intervallo bloccato tra la placca in subduzione e quella sovrapposta ad accomodare lo spostamento verso il basso.
Alcuni calcoli indicano che la probabilità di un grande terremoto durante un SSE è 30-100 volte maggiore rispetto alle probabilità di base.
Comprendere il pericolo sismico che gli LFE potrebbero preannunciare è uno dei principali motivi della loro ricerca.
Inoltre, gli LFE sono utili per l’immagine tomografica delle zone di subduzione poiché le loro distribuzioni mappano accuratamente il contatto profondo tra le placche vicino alla discontinuità di Mohorovi?i?.
Storia
La classificazione dei terremoti a bassa frequenza è iniziata nel 1999 quando l’Agenzia Meteorologica del Giappone (JMA) ha iniziato a differenziare la firma sismica degli LFE nel loro catalogo di sismicità.
La scoperta e la comprensione degli LFE alle zone di subduzione sono in parte dovute al fatto che le firme sismiche di questi eventi sono state trovate lontane dai vulcani.
Prima della loro scoperta, gli eventi di questo tipo erano principalmente associati al vulcanismo, dove il tremore è generato dal parziale accoppiamento di fluidi magmatici in movimento.
I ricercatori giapponesi hanno rilevato per la prima volta “tremore continuo a bassa frequenza” vicino alla sommità della placca delle Filippine in subduzione nel 2002.
Dopo aver inizialmente interpretato questi dati sismici come tremore indotto dalla disidratazione, nel 2007 i ricercatori hanno scoperto che i dati contenevano molte forme d’onda LFE o gruppi di LFE.
Prima del 2007, si credeva che il tremore e gli LFE fossero eventi distinti che spesso si verificavano insieme, ma contemporaneamente si sa che gli LFE costituiscono la componente principale che forma il tremore tettonico.
Gli LFE e gli SSE sono osservati frequentemente alle zone di subduzione nella parte occidentale del Nord America, in Giappone, Messico, Costa Rica, Nuova Zelanda, nonché in faglie di scorrimento superficiale in California.
Individuazione e riconoscimento
I terremoti a bassa frequenza non presentano le stesse caratteristiche sismiche dei terremoti regolari, principalmente perché mancano di onde sismiche corporee distinte e impulsive.
Gli arrivi delle onde P da parte degli LFE hanno ampiezze così piccole che spesso sono difficili da rilevare, quindi quando la JMA ha per la prima volta distinto questa classe unica di terremoti, è stato principalmente attraverso il rilevamento delle arrivate delle onde S, che emergono gradualmente.
A causa di ciò, rilevare gli LFE è quasi impossibile utilizzando le tecniche classiche.
Nonostante la mancanza di indicatori sismici significativi, gli LFE possono essere rilevati a bassi livelli di rapporto segnale-rumore (SNR) mediante avanzati metodi di correlazione sismica.
Il metodo più comune per identificare gli LFE coinvolge la correlazione del registro sismico con un modello costruito a partire da forme d’onda LFE confermate.
Poiché gli LFE sono eventi così sottili e hanno ampiezze spesso sovrastate dal rumore di fondo, i modelli vengono costruiti impilando forme d’onda simili di LFE per ridurre il SNR.
Il rumore viene ridotto in modo tale da consentire la ricerca di un’onda relativamente pulita nel registro sismico, e quando i coefficienti di correlazione sono considerati abbastanza alti, si rileva un LFE.
La determinazione dell’orientamento dello scivolamento responsabile degli LFE e dei terremoti in generale è effettuata mediante il metodo della prima onda P. Le onde P degli LFE, quando rilevate con successo, presentano le prime fasi indicative dello stress di compressione, il che indica che lo scivolamento con spinta è responsabile della loro generazione.
Tuttavia, estrarre dati di alta qualità dalle onde P degli LFE può essere piuttosto difficile ed è fondamentale per determinare con precisione la profondità ipocentrica.
La rilevazione di arrivi di onde P di alta qualità è un’innovazione recente grazie all’installazione di reti di monitoraggio sismico altamente sensibili.
La profondità di insorgenza degli LFE è generalmente determinata dalle arrivate delle onde P, ma è stata anche determinata tramite il posizionamento degli epicentri degli LFE in relazione alle geometrie delle placche in subduzione.
Questo metodo non discrimina se l’LFE osservato è stato innescato o meno all’interfaccia delle placche o all’interno della lastra in discesa stessa, quindi ulteriori analisi geofisiche sono necessarie per determinare esattamente dove si trovi il focus.
Entrambi i metodi confermano che gli LFE sono effettivamente innescati al contatto tra le placche.
Terremoti a bassa frequenza in Cascandia
La zona di subduzione di Cascadia si estende dalla California settentrionale fino a circa metà dell’Isola di Vancouver ed è il luogo in cui le placche Juan de Fuca, Explorer e Gorda vengono sovrapposte dal Nord America.
Nella zona di subduzione di Cascadia, gli LFE sono prevalentemente osservati all’interfaccia delle placche nella parte bassa della zona sismogenica.
Nella sezione meridionale della zona di subduzione, dalle latitudini 40°N a 41,8°N, gli terremoti a bassa frequenza si verificano a profondità comprese tra 28 e 47 chilometri, mentre più a nord, vicino all’Isola di Vancouver, la gamma si contrae a circa 25-37 chilometri.
Questa sezione di profondità della zona di subduzione è stata classificata da alcuni autori come “zona di scivolamento transitorio” o “di transizione” a causa del suo comportamento di scivolamento episodico ed è delimitata superiormente e inferiormente dalla “zona bloccata” e dalla “zona di scivolamento stabile”, rispettivamente.
La sezione di scivolamento transitorio di Cascadia è contraddistinta da rapporti Vp/Vs (velocità delle onde P diviso per la velocità delle onde S) elevati ed è designata come Zona a Bassa Velocità (LVZ). Inoltre, la LVZ presenta alti rapporti di Poisson come determinato dalle osservazioni delle onde teleseismiche.
Queste proprietà sismiche che definiscono la LVZ sono state interpretate come una regione sovraffollata della lastra in discesa con alte pressioni dei fluidi porosi.
La presenza di acqua all’interfaccia di subduzione e la sua relazione alla generazione degli LFE non è completamente compresa, ma è probabile che il depotenziamento idrolitico del contatto roccioso sia importante.
Dove terremoti di megascorrimento (M>8) sono stati ripetutamente osservati nelle sezioni superficiali (<25 km di profondità) della zona di subduzione di Cascadia, gli terremoti a bassa frequenza sono stati recentemente scoperti a profondità maggiori, nella parte bassa della zona sismogenica.
Il primo segnale degli LFE a bassa frequenza in Cascadia è stato scoperto nel 1999 quando un evento aseismico si è verificato all’interfaccia di subduzione, in cui la placca sovrastante del Nord America si è spostata di 2 centimetri verso sud-ovest in un periodo di diverse settimane, come registrato dai siti del Sistema di Posizionamento Globale (GPS) nella Columbia Britannica.
Questo apparente evento di scivolamento lento si è verificato su un’area di 50 per 300 chilometri ed è durato circa 35 giorni. I ricercatori hanno stimato che l’energia rilasciata in un tale evento sarebbe equivalente a un terremoto di magnitudo 6-7, ma non è stato rilevato alcun segnale sismico significativo.
La caratteristica asismica dell’evento ha portato gli osservatori a concludere che lo scivolamento è stato mediato da deformazioni duttili in profondità.
Dopo ulteriori analisi del registro GPS, si è scoperto che questi eventi di scivolamento inverso si ripetevano ad intervalli di 13-16 mesi e duravano da 2 a 4 settimane presso una qualsiasi stazione GPS.
Poco dopo, i geofisici sono stati in grado di estrarre le firme sismiche da questi eventi di scivolamento lento e hanno scoperto che erano simili al tremore, classificando il fenomeno come tremore episodico e scivolamento (ETS).
Con l’avvento di tecniche di elaborazione migliorate e la scoperta che gli LFE fanno parte del tremore, gli terremoti a bassa frequenza sono stati ampiamente considerati eventi comuni all’interfaccia delle placche nella parte bassa della zona sismogenica in Cascadia.
I tremori a bassa frequenza nella zona di subduzione di Cascadia sono fortemente associati al carico delle maree.
Diversi studi in Cascadia hanno riscontrato che i picchi dei segnali degli LFE a bassa frequenza alternano tra essere in fase con il picco del tasso di sforzo di taglio dovuto alle maree e essere in fase con il picco dello sforzo di taglio dovuto alle maree, suggerendo che gli LFE siano modulati da variazioni del livello del mare.
Gli eventi di scivolamento tangenziale responsabili degli LFE sono quindi molto sensibili ai cambiamenti di pressione nell’ordine di diversi chilopascal.
Terremoti a bassa frequenza in Giappone
La scoperta degli LFE ha origine in Giappone nella fossa di Nankai ed è in parte dovuta alla collaborazione su scala nazionale nella ricerca sismologica a seguito del terremoto di Kobe del 1995.
I terremoti a bassa frequenza in Giappone sono stati osservati per la prima volta in un contesto di subduzione in cui la placca delle Filippine si subduce nella fossa di Nankai vicino a Shikoku.
Il tremore continuo a bassa frequenza osservato inizialmente è stato interpretato come risultato di reazioni di disidratazione nella placca in subduzione.
La fonte di questi tremori si verificava a una profondità media di circa 30 chilometri e si distribuiva lungo la linea di subduzione su una lunghezza di 600 chilometri.
Similmente a Cascadia, questi tremori a bassa frequenza si verificavano con eventi di scivolamento lento con un intervallo di ricorrenza di circa 6 mesi.
La successiva scoperta degli LFE che formano il tremore ha confermato l’esistenza diffusa degli LFE alle zone di subduzione giapponesi, e si ritiene che gli LFE si verifichino ampiamente come risultato degli SSE.
La distribuzione degli LFE in Giappone è centrata intorno alla subduzione della placca delle Filippine e non della placca del Pacifico più a nord.
Questo è probabilmente dovuto alla differenza nelle geometrie di subduzione tra le due placche.
La placca delle Filippine nella fossa di Nankai si subduce a angoli globali più bassi rispetto a quanto avviene con la placca del Pacifico nella fossa del Giappone, rendendo così la fossa del Giappone meno adatta agli SSE e agli LFE.
Gli LFE in Giappone hanno epicentri situati vicino all’estensione più profonda della zona di transizione, nella parte bassa della zona sismogenica.
Le stime per la profondità della zona sismogenica vicino a Tokai, Giappone, sono di 8-22 chilometri, come determinato da metodi termici.
Inoltre, gli LFE si verificano a una temperatura compresa tra 450 e 500 °C a Tokai, indicando che la temperatura potrebbe svolgere un ruolo importante nella generazione degli LFE in Giappone.
Terremoti a frequenza molto bassa
I terremoti a frequenza molto bassa(VLF- Very Low Frequency) possono essere considerati una sotto-categoria degli terremoti a bassa frequenza che differiscono in termini di durata e periodo.
I VLF hanno magnitudini di circa 3-3,5, durate di circa 20 secondi e sono ulteriormente arricchiti di energia a bassa frequenza (0,03-0,02 Hz).
I VLF si verificano principalmente insieme agli LFE, ma il contrario non è vero.
Ci sono due principali contesti di zona di subduzione in cui sono stati rilevati gli VLF: 1) all’interno del prisma di accrezione al largo e 2) all’interfaccia delle placche nella parte bassa della zona sismogenica.
Poiché questi due ambienti hanno profondità considerevolmente diverse, sono stati denominati VLF superficiali e VLF profondi, rispettivamente.
Come gli LFE, gli terremoti a molto bassa frequenza migrano lungo la direzione della linea durante gli eventi di ETS.
I VLF sono stati trovati sia nella zona di subduzione di Cascadia nell’America del Nord occidentale, che in Giappone nella fossa di Nankai e nella fossa di Ryukyu.
I VLF sono prodotti da meccanismi di faglia inversa, simili agli LFE.
Eventi di scivolamento lento
Gli eventi di scivolamento lento (SSE) sono eventi di scivolamento tangenziale a lunga durata alle interfacce di subduzione e rappresentano i processi fisici responsabili della generazione di terremoti lenti.
Sono episodi di spostamento a spinta lenta che possono durare diverse settimane, e sono quindi definiti “lenti”.
In molti casi, l’intervallo di ricorrenza degli eventi di scivolamento lento è notevolmente periodico e accompagnato da tremore tettonico, portando i sismologi a definirlo tremore episodico e scivolamento (ETS).
Nella zona di Cascadia, il periodo di ritorno per gli SSE è di circa 14,5 mesi, ma varia lungo il margine della zona di subduzione.
Nella regione di Shikoku nel sud-ovest del Giappone, l’intervallo è più breve, di circa 6 mesi, come determinato dai cambiamenti nell’inclinazione della crosta.
Alcuni SSE hanno durate superiori a diversi anni, come nel caso del SSE di Tokai che è durato dalla metà del 2000 al 2003.
Il luogo di insorgenza degli eventi di scivolamento lento si propaga lungo la direzione della linea delle interfacce di subduzione a velocità di 5-10 chilometri al giorno durante i terremoti lenti in Cascadia, e questa propagazione è responsabile della simile migrazione degli LFE e del tremore.
Eventi episodici
I terremoti lenti possono essere episodici (relativi al movimento delle placche) e quindi in qualche modo prevedibili, fenomeno noto come “tremore episodico e scivolamento” o “ETS” nella letteratura.
Gli eventi ETS possono durare settimane, a differenza dei “terremoti normali” che si verificano in pochi secondi.
Diversi eventi di terremoto lento in tutto il mondo sembrano avere scatenato terremoti sismici dannosi nella crosta più superficiale (ad esempio, il terremoto di Nisqually del 2001, l’Antofagasta del 1995).
Al contrario, i terremoti di grande entità scatenano un “scivolamento post-sismico” nella crosta più profonda e nel mantello.
Ogni cinque anni si verifica un terremoto di questo tipo, che dura un anno, sotto la capitale della Nuova Zelanda, Wellington.
È stato misurato per la prima volta nel 2003 ed è riapparso nel 2008 e nel 2013. Ogni volta dura circa un anno, rilasciando energia equivalente a un terremoto di magnitudo 7.
Fonte Articolo originale in inglese su Wikipedia e maggiori info: https://en.m.wikipedia.org/wiki/Slow_earthquake