Епизоден тремор и лизгање
Епизоден тремор и лизгање ― сеизмолошки феномен забележан во некои зони на подвлекување што се одлкиува со неземјотресно сеизмичко татнење, или тремор и бавно лизгање по должината на страниците на плочата. Настаните на бавно лизгање се разликуваат од земјотресите по нивната брзина и фокус на ширење. Во настаните со бавно лизгање, постои очигледен пресврт на движењето на кората, иако движењето на дефектот останува доследно со насоката на подвлекување. Самите настани со епизодни тремори и лизгања се незабележливи за луѓето и не предизвикуваат штета.[1]
Откривање
уреди
Невулканскиот, епизоден тремор првпат бил идентификуван во југозападна Јапонија во 2002 година.[2] Набргу потоа, Геолошкиот институт на Канада го измислил поимот „епизоден тремор и лизгање“ за да ги одликува набљудувањата на мерењата на ГПС во областа на островот Ванкувер.[3] Островот Ванкувер се наоѓа во источниот дел на северноамерикански регион на Каскадската подвлекувачка зона. Настани со епизодни тремори и лизгања во Каскадија биле забележани дека се повторуваат циклично со период од приближно 14 месеци.[4] Анализата на мерењата доведе до успешно предвидување на настаните со епизодни тремори и лизгања во следните години (на пример, 2003, 2004, 2005 и 2007 година). Во Каскадија, овие настани се обележани со околу две недели сеизмички трепет од 1 до 10 Hz и неземјотресно („асеизмички“) се лизгаат на границата на плочата што е еднакво на земјотрес со јачина од 7 степени. (Треморот е слаб сеизмолошки сигнал што може да се забележи само со многу чувствителни сеизмометри.) Неодамнешните епизоди на потреси и лизгање во регионот на Каскадија се случиле надолу од регионот пукнат во земјотресот во Каскадија во 1700 година.
Од првичното откривање на овој сеизмички режим во регионот Каскадија, бавно лизгање и потреси се откриени во други зона ни подвлекување низ светот, вклучувајќи ги Јапонија и Мексико.[5] Бавното лизгање не е придружено со тремор во Хикураншка подвлекувачка зона.[6]
На секои пет години, еден годишен земјотрес од овој вид се случува под главниот град на Нов Зеланд, Велингтон. Првпат бил измерен во 2003 година, а повторно се појавил во 2008 и 2013 година.[7]
Одлики
уредиБавно лизгање
уреди
Во Каскадската подвлекувачка зона, Плочата Хуан де Фука, остаток на старата плоча Фаралон, активно се спушта кон исток под Северноамериканската Плоча. Границата помеѓу Хуан де Фука и северноамериканските плочи воглавно е „заклучена“ поради триење меѓу плочите. ГПС-маркер на површината на северноамериканската плоча над заклучениот регион ќе се движи кон исток додека се влече од постапката на подвлекување. Геодетските мерења покажуваат периодични пресврти во движењето (т.е. движење на запад) на претераната северноамериканска плоча.[4] За време на овие пресврти, ГПС маркерот ќе биде поместен на запад во период од денови до недели. Бидејќи овие настани се случуваат многу подолго од земјотресите, тие се нарекуваат „настани на бавно лизгање“.
Настаните со Бавно лизгање се забележани дека се случуваат во Каскадската подвлекувачка зона, Јапонија и Мексико. Уникатните одлики на настаните со бавно лизгање вклучуваат периодичност во временски размери од месеци до години, фокусирање во близина или спуштање на заклучената зона и ширење со удар од 5 до 15 км/д.[5] Спротивно на тоа, вообичаената брзина на кинење на земјотресот е 70 до 90% од брзината на S-бранот или приближно 3,5 км/с.
Бидејќи настаните на бавно лизгање се случуваат во зоните на подвлекување, нивната врска со мегатраусните земјотреси е од економска, човечка и научна важност. Сеизмичката опасност предизвикана од настаните со епизоден тремор и лизгање зависи од нивниот фокус. Доколку настанот на бавното лизгање се прошири во сеизмогената зона, собраниот стрес би се ослободил, намалувајќи го ризикот од катастрофален земјотрес.[8][9] Меѓутоа, ако настанот на бавното лизгање се случи надолу во сеизмогената зона, тој може да го „оптовари“ регионот со стрес.[8][10] Веројатноста за голем земјотрес (скала на моментална магнитуда 𝑀 𝑤 ≥ 8.0) предложува дека е 30 пати поголемо за време на настан со епизоден тремор и лизгање отколку поинаку,[11] но поновите набљудувања покажале дека оваа теорија е поедноставена.[12] Еден фактор е тоа што тремор се јавува во многу сегменти во различни времиња по должината на границата на плочата; друг фактор е тоа што ретко се забележани потреси и големи земјотреси во поврзаност со времето.[13]
Тремор
уредиНастаните на бавно лизгање често се поврзувани со невулканско сеизмолошки „татнеж“ или тремор. Треморот се разликува од земјотресите во неколку клучни гледишта: честота, времетраење и потекло. Сеизмичките бранови создадени од земјотресите се со висока честота и се краткотрајни. Овие одлики им овозможуваат на сеизмолозите да го одредат хипоцентарот на земјотресот користејќи методи на прво пристигнување. Спротивно на тоа, тремор сигналите се слаби и продолжено времетраење.[14] Понатаму, додека земјотресите се предизвикани од прекин на раседите, треморот воглавно е припишуван на подземното движење на течности (магматско или хидротермално).[15] Како и во зоните на подвлекување, тремор е откриен во преобразените раседи како што е Сан Андреас.[16]
И во Каскадската и Нанкајската подвлекувачка зона, настаните на бавно лизгање се директно поврзани со тремор.[4][17] Во Каскадската подвлекувачка зона, настаните од лизгање и сеизмолошките тремор сигнали просторно и временски се совпаѓаат,[18] но оваа врска не се протега на мексиканската зона на подвлекување.[19] Понатаму, оваа поврзаност не е внатрешна одлика на настаните со бавно лизгање. Во Хикураншката подвлекувачка зона, Нов Зеланд, епизодните настани на лизгање се поврзани со различни мали земјотреси со обратна грешка.[6]
Идентификувани се два вида потреси: еден поврзан со геодетско разобличување (како што е опишано погоре), и еден поврзан со испукување од 5 до 10 секунди возбудени од далечни земјотреси. Вториот вид тремор е откриен ширум светот; на пример, тој е активиран во раседот Сан Андреас со земјотресот во Денали во 2002 година и во Република Кина од страна на земјотресот во Кунлун во 2001 година.[20][21]
Геолошко толкување
уредиТреморот најчесто е поврзуван со подземното движење на магматските или хидротермалните течности.[15] Како што плочата се спушта во обвивката, таа губи вода од својот порозен простор и поради фазните промени на водородните минерали (како што е амфиболот). Предложено е дека ова ослободување на вода генерира суперкритична течност на интерфејсот на плочата, подмачкувачко движење на плочата.[22] Оваа суперкритична течност може да отвори прекршувања во околната карпа, а тој тремор е сеизмолошкиот сигнал на оваа постапка. Математичкото моделирање успешно ја репродуцирало периодичноста на епизодниот тремор и лизгањето во регионот Каскадија со вклучување на овој ефект на дехидрација.[23] Во ова толкување, треморот може да се засили каде што подвлечената океанска кора е млада, топла и влажна, наспроти постара и постудена.
Сепак, предложени се и алтернативни модели. Се покажало дека треморот е под влијание на плимата и осеката или променливиот проток на течност низ фиксен волумен.[8][24] Тремор, исто така, се припишува на лизгање на смолкнување на страницата на плочата.[4] Неодамнешните придонеси во математичкото моделирање ги репродуцираат секвенците на Каскадија и Хикуранги (Нов Зеланд) и укажуваат на дехидрација „на лице место“ како причина за настани со епизоден тремор и лизгање.[25][26][27]
Поврзано
уредиНаводи
уреди- ↑ „Episodic Tremor and Slip beneath Vancouver Island“. Natural Resources Canada. Архивирано од изворникот на 26 март 2010. Посетено на 15 јануари 2024.
- ↑ Obara, Kazushige (2002). „Nonvolcanic Deep Tremor Associated with Subduction in Southwest Japan“. Science. 296 (5573): 1679–1681. Bibcode:2002Sci...296.1679O. doi:10.1126/science.1070378. PMID 12040191.
- ↑ „Geodynamics – Episodic Tremor and Slip (ETS)“. Природни ресурси Канада – Геолошкиот институт на Канада. Архивирано од изворникот на 4 јуни 2011. Посетено на 15 јануари 2024.
- ↑ 4,0 4,1 4,2 4,3 Rogers, G.; Dragert, H. (2003). „Episodic Tremor and Slip on the Cascadia Subduction Zone: The Chatter of Silent Slip“. Science. 300 (5627): 1942–1943. Bibcode:2003Sci...300.1942R. doi:10.1126/science.1084783. PMID 12738870.
- ↑ 5,0 5,1 Liu, Yajing; Rice, James R. (2009). „Slow slip predictions based on granite and gabbro friction data compared to GPS measurements in northern Cascadia“. Journal of Geophysical Research. 114 (B9): B09407. Bibcode:2009JGRB..114.9407L. doi:10.1029/2008JB006142.
- ↑ 6,0 6,1 Delahaye, E.J.; Townend, J.; Reyners, M.E.; Rogers, G. (2009). „Microseismicity but no tremor accompanying slow slip in the Hikurangi subduction zone, New Zealand“. Earth and Planetary Science Letters. 277 (1–2): 21–28. Bibcode:2009E&PSL.277...21D. doi:10.1016/j.epsl.2008.09.038.
- ↑ „'Silent' quake gently rocks Wellington“. 3 News NZ. 28 мај 2013. Архивирано од изворникот на 23 август 2014. Посетено на 22 јануари 2024.
- ↑ 8,0 8,1 8,2 Rubinstein, J., Shelly, D., Ellsworth, W. (2010), "Non-volcanic Tremor: A Window into the Roots of Fault Zones", in New Frontiers in Integrated Solid Earth Sciences, edited by S. Cloetingh and J. Negendank, pp. 287–314, Springer Science+Business Media B.V., doi:10.1007/978-90-481-2737-5_8
- ↑ Kostoglodov, V.; Singh, S.; Santiago, J.; Franco, S.; Larson, K.; Lowry, A.; Bilham, R. (2003). „A large silent earthquake in the Guerrero seismic gap, Mexico“. Geophysical Research Letters. 30 (15): 1807. Bibcode:2003GeoRL..30.1807K. doi:10.1029/2003GL017219.
- ↑ Brudzinski, M.; Cabral-Cano, E.; Correa-Mora, F.; Demets, C.; Márquez-Azúa, B. (2007). „Slow slip transients along the Oaxaca subduction segment from 1993 to 2007“. Geophysical Journal International. 171 (2): 523–538. Bibcode:2007GeoJI.171..523B. doi:10.1111/j.1365-246X.2007.03542.x.
- ↑ Mazzotti, S. (2004). „Variability of Near-Term Probability for the Next Great Earthquake on the Cascadia Subduction Zone“. Bulletin of the Seismological Society of America. 94 (5): 1954–1959. Bibcode:2004BuSSA..94.1954M. doi:10.1785/012004032.
- ↑ Beroza, G. C.; Ide, S. (2011). „Non-Volcanic Tremor and Slow Earthquakes“. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 39: 271–296. Bibcode:2011AREPS..39..271B. doi:10.1146/annurev-earth-040809-152531.
- ↑ Brudzinski, M.; Allen, R. (2007). „Segmentation in episodic tremor and slip all along Cascadia“. Geology. 35 (10): 905–910. Bibcode:2007Geo....35..907B. doi:10.1130/G23740A.1. S2CID 6682060.
- ↑ Shelly, David R.; Beroza, Gregory C.; Ide, Satoshi (2007). „Non-volcanic tremor and low-frequency earthquake swarms“. Nature. 446 (7133): 305–307. Bibcode:2007Natur.446..305S. doi:10.1038/nature05666. PMID 17361180.
- ↑ 15,0 15,1 Schwartz, Susan Y.; Rokosky, Juliana M. (2007). „Slow slip events and seismic tremor at circum-Pacific subduction zones“. Reviews of Geophysics. 45 (3): n/a. Bibcode:2007RvGeo..45.3004S. doi:10.1029/2006RG000208.
- ↑ Nadeau, R. M.; Dolenc, D. (2005). „Nonvolcanic Tremors Deep Beneath the San Andreas Fault“. Science. 307 (5708): 389. doi:10.1126/science.1107142. PMID 15591163.
- ↑ Obara, Kazushige; Hirose, Hitoshi; Yamamizu, Fumio; Kasahara, Keiji (2004). „Episodic slow slip events accompanied by non-volcanic tremors in southwest Japan subduction zone“. Geophysical Research Letters. 31 (23): L23602. Bibcode:2004GeoRL..3123602O. doi:10.1029/2004GL020848.
- ↑ Bartlow, Noel M.; Miyazaki, Shin'Ichi; Bradley, Andrew M.; Segall, Paul (2011). „Space-time correlation of slip and tremor during the 2009 Cascadia slow slip event“. Geophysical Research Letters. 38 (18): n/a. Bibcode:2011GeoRL..3818309B. doi:10.1029/2011GL048714.
- ↑ Payero, Juan S.; Kostoglodov, Vladimir; Shapiro, Nikolai; Mikumo, Takeshi; Iglesias, Arturo; Pérez-Campos, Xyoli; Clayton, Robert W. (2008). „Nonvolcanic tremor observed in the Mexican subduction zone“. Geophysical Research Letters. 35 (7): n/a. Bibcode:2008GeoRL..35.7305P. doi:10.1029/2007GL032877. hdl:2433/193421. S2CID 1039272.
- ↑ Peng, Zhigang; Vidale, John E.; Creager, Kenneth C.; Rubinstein, Justin L.; Gomberg, Joan; Bodin, Paul (2008). „Strong tremor near Parkfield, CA, excited by the 2002 Denali Fault earthquake“. Geophysical Research Letters. 35 (23): L23305. Bibcode:2008GeoRL..3523305P. doi:10.1029/2008GL036080.
- ↑ Peng, Zhigang; Chao, Kevin (2008). „Non-volcanic tremor beneath the Central Range in Taiwan triggered by the 2001 Kunlun earthquake“. Geophysical Journal International. 175 (2): 825–829. doi:10.1111/j.1365-246X.2008.03886.x.
- ↑ Obara, K. (2002). „Nonvolcanic Deep Tremor Associated with Subduction in Southwest Japan“. Science. 296 (5573): 1679–1681. Bibcode:2002Sci...296.1679O. doi:10.1126/science.1070378. PMID 12040191. S2CID 32354691.
- ↑ Liu, Yajing; Rice, James R. (2007). „Spontaneous and triggered aseismic deformation transients in a subduction fault model“. Journal of Geophysical Research. 112 (B9): B09404. Bibcode:2007JGRB..112.9404L. doi:10.1029/2007JB004930.
- ↑ Watanabe, Tomoko; Hiramatsu, Yoshihiro; Obara, Kazushige (2007). „Scaling relationship between the duration and the amplitude of non-volcanic deep low-frequency tremors“. Geophysical Research Letters. 34 (7): L07305. Bibcode:2007GeoRL..34.7305W. doi:10.1029/2007GL029391. hdl:2297/6771.
- ↑ Alevizos, S.; Poulet, T.; Veveakis, E. (2014). „Thermo-poro-mechanics of chemically active creeping faults. 1: Theory and steady state considerations“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 119 (6): 4558–4582. Bibcode:2014JGRB..119.4558A. doi:10.1002/2013JB010070. S2CID 128568799.
- ↑ Veveakis, E.; Poulet, T.; Alevizos, S. (2014). „Thermo-poro-mechanics of chemically active creeping faults: 2. Transient considerations“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 119 (6): 4583–4605. Bibcode:2014JGRB..119.4583V. doi:10.1002/2013JB010071.
- ↑ Poulet, T.; Veveakis, E.; Regenauer-Lieb, K.; Yuen, D. A. (2014). „Thermo-poro-mechanics of chemically active creeping faults: 3. The role of serpentinite in episodic tremor and slip sequences, and transition to chaos“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 119 (6): 4606–4625. Bibcode:2014JGRB..119.4606P. doi:10.1002/2014JB011004.
