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Superciclo en la zona de subducción ecuatoriana revelado después del…

- - - - Los interferogramas de franja ancha ALOS-2 (modo WD1) se calculan utilizando el software GMTSAR47. Los retrasos atmosféricos estratificados evidentes en los interferogramas Sentinel-1 se corrigen empíricamente calculando una relación cuadrática fase-elevación fuera de la zona de deformación para elevaciones superiores a 500 m s.n.m. Una tendencia regional norte-sur en el interferograma ALOS-2, probablemente debido a efectos ionosféricos y / o errores orbitales, se corrige empíricamente calculando una superficie polinomial de primer orden lejos de la zona de deformación. Ambos interferogramas descendentes de Sentinel-1 y ALOS-2 muestran un patrón de franjas elípticas con un movimiento del suelo máximo de 65 cm lejos del satélite.
  - - - La geometría del modelo consiste en un solo segmento de falla de 150 km de largo y 80 km de ancho, dividido en 120 subfallas cuadradas. La geometría elegida con rumbo constante y buzamiento es consistente con el mecanismo focal derivado de los datos telesísmicos (Global CMT54, SCARDEC55), y el modelo SLAB1.0 cercano a la costa. Dado que las inversiones iniciales descartaron un deslizamiento significativo en alta mar a poca profundidad, no se requirió una geometría más compleja, incluido un buzamiento menos profundo cerca de la zanja. El modelo de falla está incrustado en una estructura de la corteza estratificada, determinada mediante el modelado de las formas de onda sísmica de un terremoto de Mw 5.2 (25 de noviembre de 2010). Este enfoque asegura que la complejidad de la forma de onda (hasta 0.08 Hz) debido a los efectos de propagación se tomará en cuenta en la inversión.
        
        Los sismogramas sintéticos locales (HRGPS y datos acelerométricos), los desplazamientos telesísmicos P y SH y los desplazamientos estáticos sintéticos (GPS estático e InSAR) se calcularon utilizando el método de número de onda discreto, el enfoque de reciprocidad57 y el enfoque de función de Green respectivamente, todos calculados consistentemente utilizando el medio estratificado. El tiempo de origen del terremoto y la ubicación del hipocentro se han determinado en el mismo modelo de la corteza combinando los tiempos de llegada y las primeras direcciones de movimiento registradas en 8 acelerómetros. El epicentro se encuentra en la longitud 81.17◦ W, latitud 0.35◦ N, profundidad 17 km. La hora de origen del terremoto es el 16 de abril de 2016, 23 h 58 m 33 s.
  - - - Se Simuló el tsunami correspondiente al modelo de fuente de fallas finitas preferido utilizando un código numérico de diferencias finitas estándar que implementa la teoría clásica de aguas someras no lineales. La ola de tsunami se genera asumiendo que la deformación del fondo del mar causada por el terremoto se transmite completa e instantáneamente a la columna de agua anterior. El momento de las primeras olas del tsunami está directamente relacionado con la extensión de la ruptura en alta mar. Por lo tanto, estos resultados de tsunami respaldan el modelo preferido de deslizamiento de fallas finitas y también la interpretación de que la ruptura tuvo una extensión costa afuera muy limitada, lo que explica la ausencia de un tsunami significativo después del terremoto.
  - - - Se comparó los sismogramas de los terremotos de 1942 y 2016 registrados en la estación DBN (Holanda). La comparación confirma que el terremoto de 2016 tuvo una duración más prolongada que el terremoto de 1942. Por lo tanto, el terremoto de 2016 no puede considerarse una repetición estricta del evento de 1942. La comparación respalda además una duración relativamente corta de 24 s para el terremoto de 1942, lo que implica que la mayor parte del momento se liberó en las proximidades del hipocentro. Dada la ubicación propuesta para el hipocentro de 1942 y el cambio de tiempo observado, la explicación más simple para la similitud de la forma de onda observada es que la ruptura de 1942 se superpone en gran medida con el segundo parche de alto deslizamiento encontrado para el terremoto de 2016. Para probar aún más esta hipótesis, se simuló las formas de onda que se habrían observado en la estación DBN para un terremoto virtual con exactamente la misma distribución de deslizamiento cosísmico que nuestra solución para el terremoto de 2016, la misma velocidad de ruptura de 2,3 km s − 1, pero que habría comenzado (ubicación hipocentral) 30 km al sur del hipocentro de 2016.
  - - - Se obtuvo una función de densidad de probabilidad (PDF) para el deslizamiento invertido individual o para un subconjunto de ellos dentro de una zona estudiada. El deslizamiento total para el terremoto de 2016 mencionado en el texto corresponde a la integral del deslizamiento sobre el área de ruptura definida como áreas con al menos 0.5 m de deslizamiento en nuestro modelo. La expectativa de la PDF y las incertidumbres asociadas derivadas de la PDF se dan con un nivel de confianza del 95%. Cuando se convierte en tasa de déficit de momento, agregamos de manera conservadora una incertidumbre adicional igual al 10% del valor estimado para tener en cuenta las incertidumbres en el módulo de rigidez.