ZONAS DE SUBDUCCIÓN Y CONVERGENCIA
ZONAS DE SUBDUCCIÓN Y CONVERGENCIA
Definición de Convergencia: Comprensión de la cinemática y dinámica de los procesos de frontera en las zonas de subducción.
Importancia de los Sistemas Oceánicos:
Los sistemas oceánicos son más simples que los continentales.
La evolución térmica de la litosfera oceánica proporciona una fuerza impulsora principal para las placas tectónicas, desempeñando un papel crucial en la deformación tanto oceánica como continental. (Clift, 2004; Van der Hilst, 1995)
SISMICIDAD EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN
Terremotos y Zonas de Subducción: La mayoría de los terremotos más grandes ocurren en zonas de subducción y son resultado de fallas por empuje en la interfaz de placas. (Kanamori, 1978)
Interacción entre Placas:
Gran parte del conocimiento sobre la geometría y mecánica de la interacción en estas zonas proviene de la distribución y mecanismos focales de los terremotos superficiales en la interfaz entre placas.
MECÁNICA DE LA FALLA
Ejemplo de Terremoto: Kanamori y Cipar (1974) informan sobre un deslizamiento de 21 m en una falla que tenía 800 km de longitud a lo largo de la traza y 200 km de ancho en profundidad.
El mecanismo muestra el empuje de la placa sudamericana sobre la litosfera oceánica subducción de la placa de Nazca.
La zona de réplicas fue de 800 km de largo con deformación superficial dramática alcanzando seis m de elevación en algunos lugares.
Datos de Terremotos:
Terremotos de empuje de este tipo, aunque más pequeños, constituyen la mayoría de los grandes eventos superficiales en zonas de subducción.
Estos terremotos interplaca liberan el movimiento de las placas que ha estado bloqueado en la interfaz de placas.
Valores asociados: $M0 = 2 imes 10^{30} ext{din-cm}$, $Ms = 8.3$, $M_w = 9.5$.
MECÁNICA DE DESLIZAMIENTO EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN
Vector de Deslizamiento y Convergencia:
Azimut de subducción desde el mecanismo de falla de empuje del trinchera, con vectores de deslizamiento.
Convergencia en la trinchera de Aleutian a 54 mm/año entre las placas del Pacífico y América del Norte.
Problema común: la convergencia oblicua (no normal a la trinchera). La "franja forearc" se mueve de manera distinta de ambas placas.
Los vectores de deslizamiento registran el movimiento de la franja relativa a la placa oceánica, no el movimiento principal de la placa. (Stein & Wysession, 2003)
HAZARD SÍSMICO Y PATRONES DE TEMBLOR
Liberación de Movimiento Acumulado:
La forma en que los terremotos de empuje liberan el movimiento acumulado de placas es interesante científicamente y importante para evaluar peligros sísmicos.
En muchas zonas de subducción, los terremotos de empuje tienen patrones característicos en espacio y tiempo.
Patrones Históricos en Japón:
Grandes terremotos en la zona del trench Nankai en Japón aproximadamente cada 125 años desde 1498, con zonas de falla similares.
En algunos casos, toda la región parece haberse deslizado de una vez; en otros el deslizamiento se dividió en varios eventos a lo largo de unos pocos años.
La repetibilidad sugiere que un segmento que no se ha deslizado durante un tiempo es un "gap sísmico" que está debido a un terremoto. (Ando, 1975)
MOVIMIENTO PLATEADO SÍSMICO Y ASEÍSMICO
Movimiento Sísmico Promedio: Desde 1952-1973, la trinchera de Kurile slip con seis grandes terremotos de empuje con un deslizamiento promedio de 2-3 m.
Como el secuencia de terremotos anterior ocurrió ~100 años antes, el promedio de tasa de deslizamiento sísmico es de 2-3 cm/año, lo que es ~ 1/3 del movimiento de placa estimado de modelos de movimiento relativo.
Los 2/3 restantes ocurren de manera aseísmica.
Estudios a nivel mundial encuentran que la fracción de movimiento de placa que ocurre como deslizamiento sísmico, a veces llamado el "factor de acoplamiento sísmico", es generalmente <<1, lo que implica que mucho del movimiento de placa ocurre aseísmicamente si el intervalo de tiempo muestreado es adecuado. (Kanamori, 1977)
ZONA DE SUBDUCCIÓN CHILENA
Inconsistencias en Tasa de Deslizamiento Sísmico:
La zona de subducción chilena muestra la otra extrema donde la tasa de deslizamiento sísmico, estimada a partir del deslizamiento en el gran terremoto de 1960 y registros históricos que indican grandes terremotos ~cada 130 años en los últimos 400 años, supera la tasa de convergencia predicha por modelos de movimiento de placas.
Las tasas de convergencia son un límite superior en la tasa de deslizamiento sísmico, así que las dos estimaciones son inconsistentes.
Una posibilidad es que el deslizamiento sísmico se haya sobreestimado: los terremotos anteriores fueron significativamente más pequeños que el evento de 1960, o su frecuencia en los últimos 400 años es más alta que el promedio a largo plazo. (Stein et al., 1986)
DIFICULTADES EN LA ESTIMACIÓN DEL DESLIZAMIENTO SÍSMICO
Problemas en la Inferencia: Es difícil inferir el deslizamiento sísmico a partir de la sismicidad histórica, debido a:
Variabilidad de terremotos en un límite de placas dado.
La cuestión de si el intervalo de tiempo es lo suficientemente largo.
Dificultades en establecer parámetros de origen para terremotos que preceden a la sismología instrumental, utilizando registros históricos o paleoseismología.
Consecuencias para el Peligro Sísmico: Solo se dispone de registros para terremotos en la falla subducción Juan de Fuca - Norteamérica a partir de paleoseismología y cuentas históricas de tsunamis.
Medidas Alternativas: Un enfoque alternativo para estimar el acoplamiento de placas utiliza GPS para medir la deflexión de la placa superior, que será liberada en futuros grandes terremotos.
Esta deflexión depende del acoplamiento mecánico en la interfaz y mide directamente lo que inferimos indirectamente de la historia sísmica.
Sin embargo, los datos de GPS solo muestrean el ciclo sísmico presente, lo que puede no ser representativo del comportamiento a largo plazo.
INTERPRETACIÓN DEL FRACTAL DEL DESLIZAMIENTO SÍSMICO Y PROCESOS FÍSICOS
Desafíos en la Interpretación: Los esfuerzos para interpretar la fracción de deslizamiento sísmico en términos de procesos físicos de subducción aún no han tenido éxito. Aunque el término "acoplamiento sísmico" implica una relación entre la fracción de deslizamiento sísmico con propiedades como el acoplamiento mecánico entre las litosferas subduciente y superior, ha sido difícil de establecer.
Ideas iniciales presentadas en términos de dos extremos:
Zonas tipo chilena acopladas con grandes terremotos.
Zonas estilo Mariana no acopladas con subducción en su mayor parte aseísmica.
Los terremotos más grandes en zonas de subducción parecen ocurrir donde la litosfera joven subduce rápidamente, donde podríamos esperar efectos mínimos de "tirón de losas" y el acoplamiento más fuerte. (Ruff & Kanamori, 1980)
CORRELACIÓN ENTRE FRACCIÓN DE DESLIZAMIENTO SÍSMICO Y PROPIEDADES DE ZONAS DE SUBDUCCIÓN
Dificultad para Encontrar Patrones: Sin embargo, los esfuerzos para correlacionar la fracción de deslizamiento sísmico con propiedades de zonas de subducción como la tasa de convergencia o la edad de la placa no encuentran un patrón claro.
El acoplamiento sísmico puede ser más bajo en trincheras sedimentadas y donde el esfuerzo normal en la interfaz de la placa es bajo, aunque estas ideas plausibles aún no se han probado.
Conclusión sobre la Aseismicidad: La mayoría de las zonas de subducción parecen tener componentes significativos de deslizamiento aseísmico, así como transformaciones oceánicas y muchas fronteras de placas continentales.
A pesar de las incertidumbres considerables en tales estimaciones, parece común que una fracción significativa del movimiento de placa ocurra aseísmicamente. (Pacheco et al., 1993)
IMPLICACIONES PARA LA ESTIMACIÓN DE RECURSO SÍSMICO
Consecuencias para la Recurrencia de Terremotos: La dificultad en la estimación del acoplamiento sísmico y el movimiento de placa aseísmico tiene implicaciones para estimar la recurrencia de terremotos en un límite de placa y el concepto de "gap sísmico".
Puede ser difícil distinguir entre "gaps" y áreas donde gran parte del deslizamiento es aseísmico.
Ejemplo comparativo: La observación de que más ataques de osos han ocurrido en Montana que en Chicago podría indicar inspectores "gap" peligrosos en Chicago o un mayor peligro intrínseco en Montana.
Además, el proceso de falla sísmica puede ser lo suficientemente aleatorio que es difícil usar la tasa de movimiento de placas y la historia sísmica para predecir con claridad cuánto tiempo pasará hasta el siguiente gran terremoto.
DINÁMICA EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN
Doblado del Placa Descendente: Algunos terremotos parecen resultar de la flexión de la placa descendente al entrar en la trinchera. Los estudios de profundidad focal muestran un patrón de fallas normales en la parte superior de la placa hasta 25 km de profundidad, y empujes en su parte inferior, entre 40-50 km.
Esto restringe la superficie neutral que divide la litosfera mecánicamente fuerte en zonas de extensión superiores y de compresión inferiores.
Terremotos Normales: Algunos terremotos de fallas normales son tan grandes que pueden ser eventos de "desacoplamiento" debido al "tirón" que rompen toda la placa descendiente.
Distribuciones de réplicas y estudios de la ruptura indican que la falla se extendió a través de una parte mayor de la placa e incluso quizás toda la placa.
MODELO TÉRMICO Y PROFUNDIDAD DE SÍSMICIDAD
Modelo Térmico:
Predice que la profundidad máxima al isoterma en la losa varía con el parámetro térmico.
Los terremotos más profundos nunca exceden ~700 km.
La profundidad máxima aumenta con el parámetro térmico.
Los terremotos por debajo de 300 km ocurren solo en losas con φ > 5000 km, aquellos por debajo de 300 km se definen como terremotos profundos.
Las primeras investigaciones muestran que los terremotos están restringidos al manto superior (Kirby et al., 1996).
ZONA DE TRANSICIÓN ENTRE MANTOS SUPERIOR E INFERIOR
Discontinuidades: La zona de transición está delimitada por las discontinuidades a 410 y 660 km, que corresponden a cambios de fase mineral.
Los terremotos profundos se detienen a 660 km, quizás porque:
Las losas equilibran térmicamente.
Las losas no pueden penetrar a 660 km.
Terremotos relacionados con cambios de fase. (Ringwood, 1979)
DINÁMICA DE SUBDUCCIÓN
Profundidad de Terremotos: La fracción más fría alcanza solo ~la mitad de la temperatura del manto en aproximadamente 10 millones de años, que es aproximadamente el tiempo que tarda la losa en alcanzar 660 km.
Por lo tanto, la restricción de la sismicidad a profundidades < 660 km no indica que la losa ya no sea una entidad térmica y mecánica discreta.
Desde la perspectiva térmica, no hay razón para que las losas no penetren en el manto inferior.
Si una losa descendiera a través del manto inferior a la misma tasa (probablemente se desaceleraría debido al manto inferior más viscosa), retendría una anomalía térmica significativa en la frontera núcleo-manto, consistente con algunos modelos de esa región. (Stein & Stein, 1996)
COMPARACIÓN DE MODELOS TÉRMICOS
Modelos de Losa:
Comparación de modelos para losas más jóvenes y de subducción más lenta (φ ~ 2500 km, aproximando el arco de Aleutianas) y losas más viejas y de subducción más rápida (φ ~ 17000 km, aproximando el arco de Tonga).
La losa con un parámetro térmico más alto se calienta más lentamente, y por lo tanto es más fría.
Predicción consistente con la observación de que Tonga tiene terremotos profundos mientras que Aleutianas no.
Prueban modelos térmicos utilizando ubicaciones de terremotos (deben estar en el interior frío) y velocidades sísmicas de tomografía (Stein & Stein, 1996).
SISMICIDAD Y MECÁNICA DE ZONAS DE SUBDUCCIÓN
Patrones de Sismicidad:
La sismicidad disminuye hasta un mínimo ~300 km, y luego aumenta de nuevo.
Los terremotos profundos por debajo de ~300 km son tratados como distintos de los terremotos intermedios con profundidades de 70-300 km.
Los terremotos profundos alcanzan un pico alrededor de 600 km y luego declinan a un límite aparente alrededor de ~600-700 km.
Mecanismos Focales: Los mecanismos focales de la losa varían con la profundidad; profundidades intermedias (< 300 km) muestran generalmente tensión hacia abajo, mientras que los profundos (> 300 km) muestran generalmente compresión hacia abajo. (Vassiliou et al., 1984)
FUERZA DEL "RICHO Y TIRÓN EN LAS LOSAS"
Forzas de Buoyancia Térmica: Tanto "empuje de dorsal" como "tirón de losa" son fuerzas de buoyancia térmica debidas a la diferencia de densidad resultante de la diferencia de temperatura entre la placa y su entorno.
Empuje de Dorsal: Se debe a la litosfera oceánica que se enfría tras formarse; el tirón de losa se debe a la litosfera enfriada que se calienta de nuevo al subducirse.
Aunque es útil pensar en las fuerzas por separado, ambas son partes de la fuerza de buoyancia neta debido a la convección del manto.
Analogía: la lluvia ocurre por la buoyancia negativa de las gotas respecto al aire circundante, como parte del proceso mediante el cual el calor solar evapora agua que se eleva como vapor debido a la buoyancia positiva y es transportada por el viento al punto donde se enfría, se condensa en gotas y luego cae.
VARIEDADES EN LAS FUERZAS DE SUBDUCCIÓN Y ACCIONES
Datos de Subducción:
La velocidad absoluta promedio de las placas increase con la fracción de su área adjunta a losas descendentes, sugiriendo que estas son un determinante importante de las velocidades de placas.
Terremotos en litosfera oceánica antigua tienen mecanismos de empuje que muestran compresión desviadora. (Forsyth y Uyeda, 1975)
Interpretación de Efectos Netos: Por lo tanto, el efecto neto de la zona de subducción sobre el resto de la placa no es un "tirón", así que el término “tirón de losa” es engañoso.
En lugar de esto, como se implica en los modelos de estrés de losas, la fuerza de "tirón de losa" está equilibrada por fuerzas resistivas locales, combinación de los efectos del manto viscoso y la interfaz entre placas.
PROPIEDADES FÍSICA DE LAS LOSAS
Diferencias Térmicas y Mineralógicas: Las losas son diferentes térmica y mineralógicamente de sus alrededores.
Se extienden a través de la zona de transición entre los mantos superior e inferior delimitada por discontinuidades de 410 y 660 km.
Los cambios de fase mineral ocurren a diferentes profundidades en la losa fría: la olivina (fase α) se transforma a espinela (fase β) en la discontinuidad de 410 km fuera de la losa. (Ringwood, 1979)
TERREMOTOS PROFUNDOS Y LOCALIZACIONES INUSUALES
Ubicaciones de Terremotos: Algunos terremotos profundos ocurren en ubicaciones inusuales fuera de la extensión hacia abajo de las principales zonas de Wadati-Benioff y tienen mecanismos focales diferentes de los terremotos más profundos en la principal zona.
Otros terremotos profundos están aislados de losas subducentes activas (terremoto de España en 1954). Estos terremotos pueden ocurrir en fragmentos de losas donde la olivina metastable sobrevive, y tienen mecanismos relacionados con tensiones locales más que aquellos esperados para losas continuas. (Lundgren y Giardini, 1994)
ZONA SEISMO GRUPAL DENTRO DE LA SUBDUCCIÓN
Zona Sísmica Doblada:
El plano superior parece coincidir con el plano de conversión para ScSp, un contraste de velocidad agudo, presumiblemente cerca de la parte superior de la losa.
Los mecanismos focales sugieren que el plano superior está en compresión descendente, y el inferior en extensión descendente.
Se han propuesto varios modelos:
Doble plano resulta de la "desflexión" de la losa, liberación de esfuerzos de flexión producidos cuando la losa comenzó a subducirse.
La losa "se hunde" bajo su propio peso, porque a una profundidad topográficamente encuentra una mesosfera más viscosa. (Hasegawa et al., 1978)
CONCLUSIONES SOBRE LA SISMICIDAD Y LOSAS
Cese de la Sismicidad: La explicación más simple para el cese de la sismicidad profunda es que las losas no pueden penetrar en el manto inferior. Sin embargo, estudios tomográficos indican que, aunque algunas losas están deflectadas a 660 km, eventualmente penetran más profundo. Por lo tanto, los modelos en los que los terremotos cesan, ya sea porque el estrés no es lo suficientemente alto o porque los cambios de fase que los causan ya no ocurren, parecen ser más probables.
La cuestión de penetración es importante porque el intercambio de calor y masa entre los mantos superior e inferior tiene implicaciones majores para la dinámica y evolución de la Tierra. Algunos losas son deflectadas en la discontinuidad de 660 km, se calientan más, pierden cualquier cuña metastable y luego penetran en el manto inferior. Por lo tanto, la geometría de la losa probablemente refleja un conjunto complejo de efectos. Algunos planos de losas aplanadas en la discontinuidad de 660 km pueden ser causados por el "retroceso" de la trinchera en el marco de referencia absoluto (manto). (Van der Hilst et al., 1998)
TERREMOTOS DE PROFUNDIDAD INTERMEDIA
Transiciones Mineralogicas: La corteza oceánica debería sufrir dos importantes transiciones mineralógicas a medida que se subduce.
Los minerales hidratos (portadores de agua) formados en fracturas y fallas se calientan y deshidratan.
El gabbro se transforma en eclogita, una roca de la misma composición compuesta de minerales más densos. (Kirby et al., 1996)
Condiciones de Equilibrio: Bajo condiciones de equilibrio, la eclogita debería formarse cuando la losa alcance profundidades de aproximadamente ~70 km. Sin embargo, los estudios de tiempo de viaje en algunas losas encuentran una guía de baja velocidad interpretada como corteza subducida extendiéndose a profundidades más profundas. Así, la reacción de formación de eclogita puede ser retardada en las losas descendentes frías, permitiendo que el gabbro persista de forma metastable.
Mecanismos de Terremotos: En este modelo, los terremotos intermedios ocurren por deslizamiento en fallas, pero los cambios de fase favorecen el fallamiento. Los mecanismos focales de extensión también pueden reflejar el cambio de fase, lo que podría producir extensión en la corteza subduciente. (Kirby et al., 1996)