O caso incomum da zona de subducção mexicana

O México está localizado em uma das zonas de subducção da Terra, onde o fundo oceânico da placa tectônica de Cocos está forçando seu caminho para baixo (“subdutor”), abaixo da borda continental da placa norte-americana. As zonas de subducção são propensas a grandes terremotos, pois as duas placas “rangem” uma contra a outra, às vezes coladas (“travamento”), a placa inferior puxando a placa superior para baixo e, assim, acumulando tensão. Quando a tensão aumenta até o ponto de ruptura, a placa superior se solta e retorna para onde estava, levantando assim o fundo do oceano. Isso produz um terremoto e, às vezes, um tsunami. A placa inferior move-se lentamente, apenas cerca de 6 cm/ano, quase tão rápido quanto as unhas crescem. Assim, leva centenas de anos para o estresse se acumular antes de causar um grande terremoto.

As zonas de subducção também costumam ter uma cadeia de vulcões, chamada de arco vulcânico. Um arco vulcânico é produzido quando a crosta oceânica da placa subductora atinge temperatura e pressão suficientemente elevadas para sofrer metamorfismo, libertando água que desencadeia o derretimento do manto. (O mesmo acontece quando borrifamos sal no pavimento gelado para derreter o gelo – o ponto de fusão da mistura de gelo/sal é menor do que o do gelo puro.) O magma resultante sobe à superfície, expelindo como lava, e formando vulcões. A figura 1 mostra o México e o fundo oceânico vizinho. As duas placas tectônicas se encontram na costa sul do México, formando uma profunda trincheira submarina paralela à linha de costa (linha azul escura). Essa área é chamada de Zona de subducção da América Central.

Três características geológicas incomuns podem ser vistas no sul do México:

• Primeiro, na maioria das zonas de subducção, grandes terremotos ocorrem na interface entre as duas placas, em profundidades que vão desde a superfície da Terra até cerca de 600 km. Essa região, chamada de “Zona Benioff”, é usada para localizar a placa de subducção, como mostrado para o caso do Japão no lado esquerdo da Figura 2. No entanto, no sul do México, poucos terremotos são vistos abaixo de 100 km de profundidade (veja o lado direito da Figura 2).

• Em segundo lugar, na maioria das zonas de subducção, existe um arco vulcânico interior paralelo à trincheira. Mas no sul do México, o arco vulcânico se inclina para longe da trincheira, em um ângulo de cerca de 15 ° (ver Figura 1).
• Finalmente, na maioria das zonas de subducção, terremotos gigantescos ocorrem a cada poucas centenas de anos. Esses terremotos também ocorrem no sul do México (por exemplo, o terremoto de magnitude 8,0 em Michoacán, México, em 1985), mas apenas perto da costa. Além disso, recentemente, outra forma de terremoto foi descoberta aqui, chamada de “terremoto silencioso” (ou um evento de deslizamento lento). Isso ocorre tão lentamente que um único “terremoto” pode durar até um mês, e as ondas sísmicas que produzem, chamadas de tremores, são tão fracas que não podemos senti-las.

Essas três características são mal compreendidas. Cientistas do Observatório de Tectônica do Caltech (TO) esperam que seu estudo, chamado de Experimento de Subdução Mesoamericana (MASE), tenha implicações importantes além do México. Por exemplo, por que as grandes planícies do oeste dos Estados Unidos são tão altas? (Por exemplo, por que Denver é a “cidade de uma milha de altura”?) Os cientistas acreditam que a compreensão do processo de subducção no sul do México pode lançar luz sobre como o oeste dos Estados Unidos se tornou.

Uma melhor compreensão dos terremotos e tremores silenciosos pode eventualmente levar a uma melhor avaliação do risco sísmico. Ainda não está claro se existe alguma relação entre os terremotos gigantes das zonas de subducção e os terremotos silenciosos. Os terremotos silenciosos aliviam a tensão e, assim, diminuem o risco sísmico, ou, ao aliviar a tensão em uma área, eles causam tensão para se acumular em outro lugar e, assim, aumentar o risco sísmico? Esta é uma área ativa de pesquisa.

Onde está a placa subdutora?

A zona de subducção mexicana não possui a típica “Zona Benioff” de sismicidade, que ajuda a delinear a placa subdutora na maioria das zonas de subducção em todo o mundo (Figura 2). Para contornar este problema, os cientistas pesquisam a placa usando um método diferente de análise de dados sísmicos, que é baseado na Análise da Função do Receptor. Este método localiza interfaces abaixo da superfície da Terra (como o limite da crosta/manto) detectando o efeito da interface nas ondas sísmicas. Por exemplo, o limite de crosta/manto pode mudar uma onda P para uma onda S. Como resultado, a Análise da Função do Receptor fornece uma imagem da placa subdutora abaixo dos sismômetros.

Os cientistas da TO instalaram 100 sismômetros em uma linha no México (Figura 3). A linha, chamada de matriz MASE, se estende de Acapulco, na costa do Pacífico, até a Cidade do México, quase até Tempico, no Golfo do México.

O que os cientistas descobriram da análise dos dados sísmicos MASE surpreendeu a todos. Uma imagem de alta resolução da placa subdutora sob o México mostra que ela é tão rasa que, na verdade, está deitada contra a crosta continental acima dela. E continua assim, quase horizontal, por 250 km, quase todo o caminho até a Cidade do México. Isso é muito incomum. É dado o nome de “subducção de placa plana”.

Para ver em profundidades ainda maiores abaixo da superfície da Terra, os cientistas da TO usam outro método de análise de dados sísmicos, a Tomografia Sísmica. Embora menor em resolução do que a Análise da Função do Receptor, a Tomografia Sísmica pode “ver” até 700 km, bem no manto. Este método detecta mudanças na velocidade da onda sísmica devido a mudanças na densidade da terra. As ondas aceleram quando passam por rochas mais densas; eles diminuem a velocidade quando passam por rochas menos densas. Como a placa subdutora é mais densa que o manto circundante, sua posição pode ser determinada.

A Figura 4 mostra a imagem completa da placa subdutora, obtida pela combinação dos resultados da Análise da Função do Receptor e da Tomografia Sísmica. A placa começa a forçar o caminho abaixo da crosta continental em um ângulo raso e, em seguida, fica quase na horizontal. Abaixo da Cidade do México ela mergulha abruptamente no manto e termina abruptamente a uma profundidade de cerca de 500 km. Os cientistas suspeitam que essa interrupção abrupta da placa possa ser causada por uma ruptura anterior naquele local, antes que a parte do fundo oceânico tivesse se subdividido.

Por que o arco vulcânico se estende para o interior?

Em zonas de subducção, vulcões são formados quando minerais hidratados na placa subductora sofrem metamorfismo e liberam água (desidratação). Essa água penetra no manto, fazendo com que os retalhos do manto derreta a temperaturas mais baixas do que o normal. O magma resultante sobe à superfície e expeli violentamente como lava, formando um vulcão. Este processo de desidratação requer temperatura e pressão muito altas, e geralmente ocorre quando a placa atinge cerca de 100 km de profundidade. Assim, quando vemos vulcões perto de zonas de subducção, sabemos que diretamente abaixo deles, a cerca de 100 km de profundidade, se encontra o que costumava ser o fundo do oceano.

Para a maioria das zonas de subducção, a placa de subducção atinge 100 km de profundidade a cerca de 100 km para o interior da vala. Assim, a maioria dos arcos vulcânicos está localizada a 100 km da trincheira. Mas no sul do México, porque a placa subdutora se aplaina, ela não atinge 100 km de profundidade até cerca de 300 km da trincheira, formando assim vulcões a 300 km da trincheira. Uma vez que esta região de laje plana é delimitada em ambos os lados por zonas de subducção normais, o arco vulcânico se inclina para o interior nesta região.

Quais foram as condições que causaram essa placa de subducção aplainar?

E o que então fez com que terminasse abruptamente a 500 km de profundidade? Para responder a essas perguntas, os cientistas do TO estão desenvolvendo modelos numéricos para simular as forças dentro da Terra nos últimos 22 milhões de anos. Com estes modelos, eles são capazes de prever a evolução da subducção normal mudando para subducção plana ao longo deste período de tempo.

Eles descobriram que lá há 30 milhões de anos atrás houve subducção normal, com vulcões ativos ao longo da costa do Pacífico. Mas há cerca de 22 milhões de anos esses vulcões se fecharam porque a subducção foi horizontal. Novos vulcões começaram a entrar em erupção, na costa do Golfo, indicando que a placa plana se estendia quase até aquela costa. Desde então, a linha de vulcões ativos tem rolado para a costa do Pacífico, à medida que a extensão da placa vem diminuindo. Essa marcha de 22 milhões de anos dos vulcões da costa do Golfo de volta à costa do Pacífico é a causa da alta elevação da Cidade do México, que fica nos remanescentes de antigos vulcões.

Tal mudança de normal para subducção plana poderia ter ocorrido se tivesse havido uma camada de material de baixa viscosidade (facilmente fluindo) logo abaixo da crosta, que então cedeu à medida que a placa subdutora pressionou contra ela a partir de baixo. Uma causa possível para uma camada de manto de baixa viscosidade poderia ser a liberação de água pela placa subductiva, à medida que ela atinge altas pressões e temperaturas, como discutido anteriormente. Os resultados do modelo (Figura 5) predizem uma geometria da placa semelhante à obtida pelos dados sísmicos (Figura 4).

Tremores e terremotos lentos e silenciosos

Outro aspecto incomum sobre a zona de subducção mexicana é a ocorrência de terremotos silenciosos que são tão lentos que não podemos senti-los. Na verdade, esses eventos de escorregamento lento são visíveis apenas em medições contínuas de séries temporais de GPS (Global Positioning System), que mostram a posição de uma estação GPS na crosta continental, da placa superior (pontos amarelos na Figura 6), em função do tempo. Esses eventos chegam a cerca de 2 a 4 cm de deslocamento e ocorrem a cada 5 anos.

Não podemos sentir esses eventos. Os sismômetros não podem detectá-los, pelo menos não diretamente. Foi apenas comparando sismógrafos de diferentes instrumentos, usando a técnica de correlação cruzada (ou procurando padrões nos sinais), que os cientistas detectaram os sinais sísmicos fracos, chamados de tremores, e localizaram suas fontes (chamadas de hipocentros). Essa análise é mostrada na Figura 7. O painel A mostra os sinais fracos à esquerda. As setas azuis à direita mostram que os sismômetros captam os mesmos sinais quase imperceptíveis, embora em momentos diferentes. O painel B mostra que as fontes dos sinais sísmicos (estrelas vermelhas e amarelas) ocorrem principalmente no limite e acima da placa, indicando que a tensão na placa superior causa os tremores.

A frequência desses tremores é comparada com o sinal GPS na Figura 6. Dois períodos de tempo, início de 2002 e meados de 2006, mostram atividade sísmica aumentada, conforme indicado pela densidade de linhas verdes e vermelhas. Esses tempos se correlacionam com eventos de escorregamento lento detectados pelo sinal de GPS (amarelo). Assim, graças aos dados sísmicos do MASE, sabemos agora que esses eventos de deslizamento lento são acompanhados por enxames de atividade sísmica chamados tremores. Tremores foram detectados em outras zonas de subducção (Japão, Cascadia) e sua origem permanece pouco compreendida.

Os cientistas acreditam que os tremores podem ser produzidos por fluidos que circulam no meio altamente tenso e deformado da placa subductora. Uma análise detalhada das ondas sísmicas que atravessam a interface entre as placas subductivas e sobrepostas revelou a existência de uma camada fina anômala, intercalada entre as duas placas. Esta camada reduz alguns tipos de ondas sísmicas em até 30% a 50% e, portanto, é chamada de camada de velocidade ultra-lenta (USL). Os cientistas descobriram que essa camada coincide com os locais de terremotos lentos, como mostrado esquematicamente na Figura 8, e que, adjacentes a essas regiões, estão os hipocentros do tremor.

 

Quais são as implicações deste estudo?

Ao estudar essa incomum zona de subducção de placas planas, os cientistas do TO estão obtendo informações sobre o funcionamento das zonas de subducção em geral e da história das zonas de subducção planas em particular. Essas percepções podem ajudar a desvendar a história das zonas de subducção que ocorreram há muito tempo.

Um exemplo disso é a placa Farallon, que se acredita ter sido subdividida sob o território continental ocidental dos Estados Unidos, várias centenas de milhões de anos atrás. Como a lâmina de uma pá deslizando no solo em um ângulo íngreme, a placa de mergulho em zonas de subducção normais geralmente não afeta o nível do solo acima dela. Mas quando empurramos a alça da pá, levantando e achatando a lâmina, o solo acima dela se ergue. Da mesma forma, o achatamento da placa pode ter elevado as grandes planícies dos Estados Unidos continentais do nível do mar até a atual elevação. Além disso, essa zona de subducção plana também pode ter sido responsável por mover os vulcões costeiros para o interior, até Kansas. Assim, compreender a atual subducção de placas planas no México pode lançar luz sobre como se formou o oeste dos Estados Unidos.

Os cientistas também esperam que as medidas de tremores, além de fornecer uma janela para a dinâmica das zonas de subducção e os eventos que levam a grandes terremotos, possam algum dia melhorar a avaliação do risco de terremotos. Por exemplo, se for demonstrado que um aumento no tremor precede os terremotos gigantes, isso pode um dia fornecer algum aviso antecipado.

REFERÊNCIAS

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Song, T-R.A., Helmberger, D.V., Brudzinski, M.R., Clayton, R.W., Davis, P., Perez-Campos, X., Singh. S.K., Subducting Slab Ultra-Slow Velocity Layer Coincident with Silent Earthquakes in Southern Mexico. Science 24 April 2009: 502-506, DOI: 10.1126/science.1167595 (2009) (pdf)

Perez-Campos, X., Y. Kim, A. Husker, P. M. Davis, R. W. Clayton, A. Iglesias, J. F. Pacheco, S. K. Singh, V. C. Manea, and M. Gurnis (2008), Horizontal subduction and truncation of the Cocos Plate beneath central Mexico, Geophys. Res. Lett., 35, L18303, doi:10.1029/2008GL035127 (pdf)

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>> California Institute of Technology