Triggering of the 2014 M_w7.3 Papanoa earthquake by a slow slip event in Guerrero, Mexico

Since their discovery two decades ago, slow slip events have been shown to play an important role in accommodating strain in subduction zones. However, the physical mechanisms that generate slow slip and the relationships with earthquakes are unclear. Slow slip events have been recorded in the Guerrero segment of the Cocos–North America subduction zone. Here we use inversion of position time series recorded by a continuous GPS network to reconstruct the evolution of aseismic slip on the subduction interface of the Guerrero segment. We find that a slow slip event began in February 2014, two months before the magnitude (M_w) 7.3 Papanoa earthquake on 18 April. The slow slip event initiated in a region adjacent to the earthquake hypocentre and extended into the vicinity of the seismogenic zone. This spatio-temporal proximity strongly suggests that the Papanoa earthquake was triggered by the ongoing slow slip event. We demonstrate that the triggering mechanism could be either static stress increases in the hypocentral region, as revealed by Coulomb stress modelling, or enhanced weakening of the earthquake hypocentral area by the slow slip. We also show that the plate interface in the Guerrero area is highly coupled between slow slip events, and that most of the accumulated strain is released aseismically during the slow slip episodes

Rupture process of large earthquakes in the northern Mexico subduction zone

The Cocos plate subducts beneath North America at the Mexico trench. The northernmost segment of this trench, between the Orozco and Rivera fracture zones, has ruptured in a sequence of five large earthquakes from 1973 to 1985; the Jan. 30, 1973 Colima event ( M s 7.5) at the northern end of the segment near Rivera fracture zone; the Mar. 14, 1979 Petatlan event ( M s 7.6) at the southern end of the segment on the Orozco fracture zone; the Oct. 25, 1981 Playa Azul event ( M s 7.3) in the middle of the Michoacan “gap”; the Sept. 19, 1985 Michoacan mainshock ( M s 8.1); and the Sept. 21, 1985 Michoacan aftershock ( M s 7.6) that reruptured part of the Petatlan zone. Body wave inversion for the rupture process of these earthquakes finds the best: earthquake depth; focal mechanism; overall source time function; and seismic moment, for each earthquake. In addition, we have determined spatial concentrations of seismic moment release for the Colima earthquake, and the Michoacan mainshock and aftershock. These spatial concentrations of slip are interpreted as asperities; and the resultant asperity distribution for Mexico is compared to other subduction zones. The body wave inversion technique also determines the Moment Tensor Rate Functions ; but there is no evidence for statistically significant changes in the moment tensor during rupture for any of the five earthquakes. An appendix describes the Moment Tensor Rate Functions methodology in detail.Peer Reviewedhttp://deepblue.lib.umich.edu/bitstream/2027.42/43169/1/24_2004_Article_BF00875970.pd

Papanoa, Mexico earthquake of 18 April 2014 ( M w 7.3)

El sismo de Papanoa rompió la interfase de la placa al noroeste de la brecha sísmica de Guerrero. En esta región, los grandes sismos anteriores ocurrieron en 1943 (Ms 7.4), 1979 (Mw 7.4) y 1985 (Mw 7.5). El terremoto se registró en la región cercana a la fuente por varios acelerógrafos. Daño severo se reportó en Papanoa (donde PGA regisrado en una de las componentes horizontales en un sitio blando fue de ~ 0.9 g) y otras ciudades costeras cercanas. También se sintió con fuerza en la Ciudad de México, donde los movimientos de tierra fueron comparables a los registrados durante los sismos de 1979 y de 1985. Con un análisis cuidadoso de datos cercanos a la fuente, incluyendo la polarización de la onda P, se obtiene un epicentro en 17.375 °N, 101.055 °W, cerca de la costa y de la localidad de Papanoa. La duración efectiva del movimiento del suelo en las estaciones costeras cercanas a la fuente, al NW del epicentro, es 10 a 15 s, mientras que es de 20 a 35 s en las estaciones del SE, lo que demuestra la directividad de la ruptura hacia Zihuatanejo. Tres (en algunos casos sólo dos) emisiones de radiación de alta frecuencia son visibles en los acelerogramas. Los registros de campo cercano muestran que el deslizamiento fue pequeño durante los primeros 2-3 s de la ruptura que, posteriormente, fue seguido de dos o tres subeventos más grandes en cascada. La inversión del deslizamiento a partir de ondas de telesísmicas, junto con los datos GPS de un par de sitios cercanos a la fuente, revela que la ruptura consistió principalmente de dos subeventos. El primero estuvo centrado cerca del hipocentro y tuvo un radio de ~ 15 km. El segundo evento, más o menos de la misma dimensión que el primero, se centró ~ 25 km al SSE de Zihuatanejo. Un análisis previo de tres eventos de deslizamiento lento (SSE) en la región (2001-2002; 2006; 2009-2010) había revelado que esta región tiene un acoplamiento alto (> 0.5) en el período inter-SSE, con un déficit de deslizamiento cerca de cuatro veces mayor que en la brecha sísmica NW de Guerrero (Radiguet et al., 2012). Parece que el deslizamiento grande correspondiente al primer subevento del sismo de 2014 experimentó un deslizamiento acumulado de ~ 20 cm durante los SSE, lo que sugiere que el deslizamiento sísmico y los SSE pueden compartir la misma zona de la interfase. Alternativamente, el deslizamiento durante el SSE puede haber ocurrido en un área que rodea la región del deslizamiento grande, lo que parece un modelo físicamente más plausible. Los epicentros de las réplicas (M ≥ 3.5), que se produjeron en las próximas 36 horas, definen un área rectangular de ~ 40 km × 70 km, orientada ~ N75°E; cerca de la mitad de esta región se encuentra en tierra. Esta zona encierra la región de deslizamiento obtenida en la inversión. Más de la mitad de la zona de réplicas se sobrepone con la del sismo de 1979 y una pequeña fracción con la del sismo 21 de septiembre 1985. Como sólo conocemos la distribución del deslizamiento del sismo de 2014, no se sabe si las dos regiones de gran deslizamiento también se deslizaron de manera similar durante los sismos anteriores. El sismo fue seguido por dos sismos moderadamente grandes que se produjeron el 8 de mayo (Mw 6.5) y 10 de mayo (Mw 6.1). Los epicentros de estos eventos caen cerca de Tecpan, dentro de la brecha sísmica NW de Guerrero (que se extiende de 100 °W a 101 °W), fuera de la zona de réplicas del sismo de Papanoa. No ha ocurrido un gran sismo en esta zona de la brecha, entre Papanoa y Acapulco, desde los acontecimientos de 1899 (Ms 7.5) y 1911 (Ms 7.6). Sin embargo, la sismicidad en la región (en niveles de Mw ≥ 5) parece normal. Se han identificado pocos sismos moderados de duración inusualmente grande y con radiación de alta frecuencia deficiente cerca de la trinchera. En contraste con la region de Papanoa - Zihuatanejo, en este segmento se tiene un acoplamiento inter- SSE, desde unos 10 km al interior hacia el mar, muy bajo (< 0.2) y el déficit de deslizamiento es aproximadamente una cuarta parte del de la región Papanoa- Zihuatanejo (Radiguet et al., 2012). Como consecuencia, el período de recurrencia esperado de grandes sismos puede ser relativamente largo, de acuerdo con la sismicidad de la región Papanoa-Acapulco. doi: https://doi.org/10.22201/igeof.00167169p.2015.54.4.170

Ometepec-Pinotepa Nacional, Mexico Earthquake of 20 March 2012 (Mw7.5): A preliminary report

A partir de un análisis de los datos locales y regionales del sismo somero e inverso de Ometepec-Pinotepa Nacional (Mw 7.5), del 20 de marzo de 2012, se determinó la localización de su hipocentro en 16.254°N 98.531°W, aproximadamente 5 km fuera de la costa a una profundidad de 20 km. Durante los primeros 4 segundos de la ruptura, el deslizamiento fue relativamente pequeño. Esta fase inicial fue seguida por dos parches de gran deslizamiento, uno de ellos echado arriba del hipocentro, hacia el SE, y el otro echado abajo, hacia el norte. El área de ruptura total, estimada a partir de la inversión de registros de movimientos fuertes cercanos a la fuente, es de ~25 km × 60 km. El sismo fue seguido por un número excepcionalmente grande de réplicas. El área de réplicas coincide espacialmente con la observada en el doblete de 1982 (Mw7.0, 6.9). Sin embargo, el momento sísmico del sismo de 2012 es ~3 veces mayor al de la suma de los momentos del doblete, indicando que las características generales de la ruptura de los dos episodios sísmicos difieren. El área de escaso deslizamiento cerca del hipocentro y las áreas de gran deslizamiento de los dos parches se distinguen por una actividad relativamente pequeña de réplicas. Sin embargo, se observa una clara y sorprendente alineación de las réplicas en dirección NE al este del epicentro. Los cocientes de la energía radiada y el momento sísmico (Es/M0) de cinco sismos en la región de estudio revelan que dichos cocientes son, en el caso de sismos cercanos a la trinchera, un orden de magnitud más pequeños que los observados en eventos que ocurren echado abajo (e.g., los sismos de 2012 y de Copala de 1995). Los sismos cercanos a la trinchera son conocidos por producir una aceleración máxima (PGA) baja. La información disponible sugiere que la interfase de la placa en la región puede ser dividida en tres dominios en dirección del echado: (1) De la trinchera a una distancia de 35 km echado abajo. En este dominio ocurren sismos de M~6 a 7 con valores bajos de (Es/M0). Estos eventos generan un gran número de réplicas. No se sabe si el área donde no han ocurrido rupturas en este dominio de la interfase se desliza asísmicamente (deslizamiento estable) o si se encuentra parcialmente acoplada. (2) De 35 a 100 km a partir de la trinchera. Este dominio está sísmicamente acoplado y es en donde ocurre el deslizamiento stick-slip, generando grandes sismos. Probablemente, parte del dominio se encuentra condicionalmente estable. (3) De 100 a 200 km a partir de la trinchera. En este dominio se han reportado eventos de deslizamiento lento (SSE) y tremores no volcánicos (NVT). El sismo causó daños severos en y cerca de los poblados de Ometepec y Pinotepa Nacional. La PGA excedió 1 g en un sitio blando de la región epicentral. Los valores de PGA observados en sitios duros en función de la distancia epicentral concuerdan razonablemente bien con las leyes de atenuación derivadas a partir de datos de sismos mexicanos interplaca. El sismo se sintió fuertemente en la Ciudad de México. La PGA en Ciudad Universitaria, un sitio duro en la capital del país, fue de 12 gales. Registros de movimientos fuertes en la ciudad desde 1985 muestran que los valores de PGA durante el sismo de 2012 no fueron excepcionales, y que movimientos similares en la ciudad ocuren ~ una vez cada tres años. doi: https://doi.org/10.1016/S0016-7169(13)71471-

Intraslab Mexican earthquakes of 27 April 2009 (Mw5.8) and 22 May 2009 (Mw5.6): a source and ground motion study

Dos tipos de sismos intraplaca en la placa de Cocos que subduce debajo de la placa Norte America ocurren en Guerrero, México, y áreas adyacentes: (A) inversos de gran echado y (B) de fallamiento normal. Los de tipo A se localizan a ~10-35 km de la costa, a una profundidad de ~35 km, y revelan compresión en la dirección del echado de la placa, probablemente causada por su desdoblamiento. Los de tipo B son ligeramente más profundos que los del tipo A cuando ocurren cerca de la costa, pero si ocurren más adentro del continente, donde la placa se vuelve horizontal, alcanzan profundidades de 40-50 km. Estos eventos revelan extensión en la placa subducida orientada en la dirección de su echado. El análisis de los sismos del 27 de abril y del 22 de mayo de 2009 revela que se trata de eventos intraplaca en la placa de Cocos subducida del tipo A y B, respectivamente. Los espectros de fuente obtenidos a partir de datos locales y regionales dan una caída de esfuerzos de Brune, Δσ, de ~49 y 34 MPa, respectivamente, un poco mayores que la mediana de Δσ de 30 MPa reportada previamente para sismos intraplaca mexicanos. Nuestras estimaciones de energía radiada, ER, son 3.55x1013 J y 2.29x1013 J, lo que arroja un cociente ER/M0 de 5.63x10-5 y 6.54x10-5, y un esfuerzo aparente, σa, de 3.9 MPa y 4.6 MPa, respectivamente (correspondientes al M0 reportado en el catálogo Global de CMT), valores razonables para sismos intraplaca. Las aceleraciones máximas del terreno (PGA), como una función de la distancia están en buen acuerdo con relaciones de atenuación previamente obtenidas para sismos intraplaca mexicanos. Los movimientos del terreno en el Valle de México generados por sismos intraplaca son más ricos en altas frecuencias en comparación con aquéllos de eventos interplaca, especialmente en la zona dura. Esto refleja tanto una naturaleza más energética de las fuentes intraplaca como una distancia más cercana a la fuente de muchos de estos sismos. Los resultados obtenidos en este estudio nos dan confianza en nuestro conocimiento de la naturaleza de las fuentes intraplaca y nuestra habilidad de estimar movimientos fuertes para eventos futuros. doi: https://doi.org/10.22201/igeof.00167169p.2010.49.3.11