A lassú földrengés (más néven néma földrengés) egy szakaszos, földrengésszerű esemény, amely óráktól hónapokig tartó időszak alatt szabadít fel energiát (a tipikus földrengésekre jellemző másodpercektől percekig tartó időtartam helyett). Először hosszú időtartamú mechanikai feszültség mérési adataiból észlelték, de mostanra már az ezt kísérő folyadékáramlás és a kapcsolódó gyenge rengés (tremor) is kimutatható, megfelelően szűrt szeizmométer adatokból, jellemzően az 1–-es frekvenciasávban. Ezek a lassú földrengések csendesebbek ugyan, mint egy szokványos földrengés, de azért mégsem annyira „némák”, mint ahogy azt korábban leírták.
A lassú földrengések nem tévesztendők össze a cunami okozta földrengésekkel, amelyekben a viszonylag alacsony repedési sebesség a kiváltó földrengéshez képest aránytalanul nagy szökőárat hoz létre. Ezekben a cunami okozta földrengésekben a repedés a törésvonal mentén lassabban terjed ugyan, mint a szokványos földrengések esetén, de az energiafelszabadulás hasonlóan rövid idő alatt történik.
Kiváltó okok bélyegkép|Szubdukciós zóna szerkezete A földrengések egy adott régióban az egymásnak feszülő lemezekben kialakuló mechanikai feszültség fokozatos növekedésének következtében alakulnak ki. Ahogy ez a feszültség meghaladja a kőzetlemezek által elviselhető maximális értéket, repedés keletkezik bennük és hirtelen megmozdulnak, közben visszaesik a rendszerbeli nyírófeszültség. Ez a hirtelen mozgás a földrengés. Amikor a rendszerben repedés keletkezik, ez szeizmikus hullámokat kelt, melyek a teljes földgolyón át terjedhetnek. A lassú földrengésekhez vezető okokat elméletileg vizsgálták, hosszanti nyírórepedések kialakulásakor, matematikai modellekkel. Figyelembe vették a kezdeti feszültség, a csúszó súrlódással kialakuló feszültség és a fajlagos törési energia különböző eloszlásait. Ha a kezdeti feszültség és a csúszó súrlódási feszültség különbsége alacsony (a kezdeti repedéshez viszonyítva) és a kőzetlemez fajlagos törési energiája vagy a kéreganyag szilárdsága (a feszültség mértékéhez viszonyítva) magas, akkor rendszeresen lassú földrengések fordulnak elő. Más szóval, a lassú földrengéseket különféle akadozó csúszási folyamatok okozzák, amelyek az egymáson csúszó felületek egyenetlenségétől függően rideg- és képlékeny törések között jönnek létre. Ezek az egyenetlenségek apró dudorok és kiemelkedések a repedések felületén, melyek egymásba akadnak a csúszáskor. Legjobban bizonyos szubdukciós zónák közbenső kéregszintjeinél dokumentálhatók (különösen azok esetében, amelyek sekélyen süllyednek. Ilyenek például Japán délnyugati része, Cascade-hegység, Chile), de másfajta vetőkön is előfordulnak, nevezetesen a lemezeltolódásos határokon, mint például a Szent András-törésvonal és a vulkánok oldalán található „mega-földcsuszamlásos” vetőkön.
Helyszínek
Vetők a Föld minden részén előfordulnak; lehetnek konvergens, divergens és transzformációs vetők és általában a lemezszegélyeken találkozhatunk velük. 2013-tól, a lassú földrengések szempontjából vizsgált helyszínek voltak, többek között: Cascade-hegység, Kalifornia, Japán, Új-Zéland, Mexikó és Alaszka. Ezek a vizsgált földrengési helyszínek új ismereteket nyújthatnak a normál vagy gyors földrengések viselkedéséről. A lassú csúszójú és lassú földrengésekhez kapcsolódó rengések helyének megfigyelésével a szeizmológusok meghatározhatják a rendszer kiterjedését és előre jelezhetik a jövőbeli földrengéseket a vizsgált területen.
Típusok Teruyuki Kato a lassú földrengéseket a következő típusokra osztja:
alacsony frekvenciájú földrengések (angolul: low frequency earthquakes, LFE) nagyon alacsony frekvenciájú földrengések (angolul: very low frequency earthquake, VLF) földrengések lassú csúszási események (angolul: slow slip events, SSE) epizodikus tremor és csúszás (angolul: episodic tremor and slip, ETS)
Alacsony frekvenciájú földrengések Az alacsony frekvenciájú földrengések (LFE-k) olyan szeizmikus események, amelyeket a hagyományos földrengésekénél jóval hosszabb periódusidejű hullámformák határoznak meg és amelyek gyakoriak lassú földrengések során. Az LFE-k lehetnek vulkáni, félig vulkáni, vagy tektonikus eredetűek, de itt csak a tektonikus LFE-ket vagy a lassú földrengések során keletkező LFE-ket ismertetjük. A tektonikus LFE-ket általában alacsony magnitúdó (M<3) jellemzi, és a csúcsfrekvenciáik 1 és között vannak. Ezek a nem vulkáni eredetű rengések legjelentősebb alkotóelemei a szubdukciós zónákban, de egyes esetekben csak ezekből áll. A hagyományos földrengésekkel ellentétben a tektonikus LFE-k nagyrészt a szubdukciós határfelületeken fellépő hosszú élettartamú (egyes esetekben akár több hétig is eltartható) csúszóesemények során fordulnak elő, ezeket lassú csúszóeseményeknek (SSE) neveznek. A lemezhatárfelület átmeneti szegmensei mentén fellépő tolóerő-érzékeny csúszóesemény hozza őket létre. Az LFE-k rendkívül érzékeny szeizmikus események, amelyeket valószínűleg árapályerők, valamint távoli földrengésekből terjedő hullámok is kiválthatnak. Az LFE-k hipocentrumai a szeizmogén zóna alatt helyezkednek el, ez az "óriás földrengések" (angoul: megathrust earthquake) forrásterülete. Az SSE-k során az LFE-gócok a szubdukciós határfelületen egy vonal mentén vándorolnak, összhangban az elsődleges nyírási és csúszási vonallal.Az alacsony frekvenciájú földrengések (LFE) mélységi előfordulása a szubdukciós zónától függően, körülbelül 20–45 kilométer, Kalifornia eltolódási vetőinél pedig ennél is sekélyebben fordulnak elő. A „meleg” szubdukciós zónákban, mint például Észak-Amerika nyugati partvidéke, vagy Japán keleti szakaszai, ez a mélység egy átmeneti (tranziens) csúszási zónának felel meg a lemezfelület rögzített, stabil eltolódási részei között. Az átmeneti zóna megközelítőleg a kontinentális Mohorovic-féle határfelület (a földkéreg és a földköpeny határa) mélységében található. A Cascade-hegység szubdukciós zónájában az LFE-k nagyjából a földkérgi szeizmikus eseményekkel párhuzamos felületen vannak, de azoknál 5–10 kilométerrel lejjebb, ami azt bizonyítja, hogy az LFE-k a tektonikus lemezek felületén keletkeznek. bélyegkép|Szubdukció a különböző zónái. A piros, rögzített zóna (Locked Zone) a legsekélyebb, ahol a két lemez egymáshoz van rögzítve, a sárga, átmeneti csúszási zóna (Transient Slip Zone) a rögzített zóna alsó lejtőjén található, ez az SSE-k helyszíne. A zöld stabil csúszási zóna (Stable Slip Zone) pedig az, ahol a két lemez folyamatosan elcsúszik a határfelületükön. Az alacsony frekvenciájú földrengések (LFE) aktív kutatási terület és a nagyobb magnitúdójú földrengések fontos szeizmikus előjelzői lehetnek. Amióta feljegyeztek lassú csúszási eseményeket és a hozzájuk tartozó LFE-jeleket, még egyiket sem kísérte óriás földrengés. Azonban az SSE-k növelik a feszültséget a szeizmogén zónában azáltal, hogy az alábukó (szubdukáló) és a felső lemez közötti rögzített zónát (Locked Zone a rajzon) a lefelé irányuló mozgásra kényszerítik, lefelé görbítik. Egyes számítások szerint egy nagy földrengés bekövetkezésének valószínűsége, lassú csúszási esemény során 30-100-szor nagyobb, mint ilyen esemény nélkül. Az LFE-k hasznosak lehetnek a szeizmukus veszélyek előrejelzésére, illetve a szubdukciós zónák tomográfiai képalkotásához, mivel eloszlásuk pontosan leképezi a mély lemezkontaktust a Mohorovic-féle diszkontinuitás közelében.
Történetük Az alacsony frekvenciájú földrengéseket először 1999-ben osztályozták, amikor a Japán Meteorológiai Ügynökség (angolul Japan Meteorological Agency, JMA) elkezdte megkülönböztetni az LFE-k szeizmikus jellemzőit a katalógusában. Az LFE-k felfedezése és megértése a szubdukciós zónákban részben annak köszönhető, hogy ezen események szeizmikus jellemzőit a vulkánoktól távol találták meg. Felfedezésük előtt az ilyen típusú rengések főként vulkanizmussal voltak összefüggésben, ahol a rengést az együtt áramló magmabeli folyadékok összetalálkozása hozza létre. Japán kutatók először 2002-ben észleltek „alacsony frekvenciájú, folyamatos rengést” az alábukó Fülöp-tengeri lemez teteje közelében. Miután kezdetben kiszáradás által kiváltott rengésként értelmezték ezeket a szeizmikus adatokat, a kutatók 2007-ben azt találták, hogy az adatok számos LFE hullámformát, "LFE rajt" tartalmaznak. 2007 előtt a rengést és az LFE-ket különálló eseményeknek tekintették, amelyek gyakran együtt fordultak elő, de napjainkban az LFE-k a tektonikus rengést alkotó legjelentősebb alkotóelemeknek tartják. Az LFE-ket és SSE-ket gyakran megfigyelhetik Észak-Amerika nyugati részén, Japánban, Mexikóban, Costa Ricában és Új-Zélandon található szubdukciós zónákban, valamint Kalifornia sekély vetővonalaiban.
Észlelésük Az alacsony frekvenciájú földrengések főleg abban különböznek a a szokványos földrengésektől, hogy szeizmogramjukból hiányoznak a különálló, impulzív testhullámok. Az LFE-kből érkező P-hullámok (longitudinális, nyomáshullám) amplitúdója olyan kicsi, hogy gyakran alig lehet őket kimutatni, így amikor a JMA először meghatározta a lassú földrengéseket egyedi típusát, azt elsősorban az S-hullámok (transzverzális, nyírási hullámok) beérkezésének érzékelésével tette. Emiatt az LFE-k kimutatása hagyományos szeizmométerekkel és hagyományos módszerekkel szinte lehetetlen. De az alacsony az alacsony jel-zaj viszony ellenére korrelációs (matematikai) módszerekkel mégis észlelhetők az LFE-k a mérési adatokból. Leggyakrabban úgy, hogy a mért szeizmikus jelek korrelációját vizsgálják egy ismert, biztosan LFE hullámformákból összeállított jelekkel (sablonokkal). Mivel az LFE-k nagyon finom események és amplitúdójukat gyakran elnyomja a háttérzaj, a sablonokat hasonló LFE hullámformák egymásra halmozásával összegzésével építik fel. Ennek köszönhetően a feldolgozott mérési adatsorban a zaj olyan mértékben elnyomható, hogy viszonylag tiszta hullámformákat találhatunk ezekben a szeizmikus mérési adatokban. Ha ezen hullámok korrelációja magas a sablonnal, akkor LFE-t találtak. Az LFE-kért és általában a földrengésekért felelős csúszásirány meghatározása a P-hullám, első mozgás módszerével történik. Ha sikerült kimutatni őket, az LFE-re jellemző P-hullámok, az őket kiváltó első mozgás a nyomófeszültségre utalnak, ami azt jelzi, hogy a tolóerő-érzékeny csúszás felelős a keletkezésükért. A kiváló minőségű P-hullám adatok kinyerése az LFE hullámformákból azonban meglehetősen nehéz lehet, de fontos a hipocentrum mélységének meghatározáshoz. A közelmúltban éppen ezért kezdődött meg a nagy érzékenységű szeizmikus megfigyelő hálózatok telepítése. Az LFE-k mélységi előfordulását általában a P-hullám beérkezések idejéből határozzák meg, de az LFE epicentruminak a alábukó lemezekhez köthető feltérképezésével is meghatározták. Ez a módszer nem tesz különbséget aközött, hogy a megfigyelt LFE a lemezfelületen vagy magában a lefelé haladó kőzetlemezben váltódott-e ki, ezért további geofizikai elemzésre van szükség a fókusz pontos helyének meghatározásához. Mindkét módszer azt mutatja, hogy az LFE-k valóban a lemez érintkezésekor aktiválódnak.
Alacsony frekvenciájú földrengések a Cascadia-hegységben bélyegkép|Cascade-hegység lemeztektonikája és szubdukciós keresztmetszete bélyegkép|250x250px|Cascadia szubdukciós zóna. balra|bélyegkép|250x250px|GPS-el mért elmozdulási adatok. Epizódszerű csúszási események rögzítése a Cascadia-hegységben (Albert Head állomás, Victoria állam) bélyegkép|A Föld kőzetlemezei, a rajtuk található földrészekkel.