W Portoryko nie ma powszechnego zagrożenia tsunami, różniącego się od pierwszych doniesień niektórych mediów. Możliwe jest jednak wystąpienie lokalnego zagrożenia. Jak podaje amerykańska służba geologiczna, silne trzęsienie ziemi o sile 6.5 w skali Richtera nawiedziło morze u wybrzeży Portoryko na płytkiej głębokości niecałe 30 km.
Trzęsienie nawiedziło około 56 km od północnego wybrzeża wyspy. Stolica, San Juan, w której mieszka 400,000 XNUMX ludzi, znajduje się po tej samej stronie wyspy.
Nie zgłoszono żadnych bezpośrednich obrażeń ani uszkodzeń. W tej części wyspy rozwinęła się branża turystyczna. Centrum Ostrzegania przed Tsunami na Pacyfiku stwierdziło, że trzęsienie może wywołać lokalne tsunami, ale nie ma zagrożenia rozległym tsunami.
Trzęsienie ziemi w Puerto Rico, które miało miejsce w poniedziałek, miało miejsce niemal dokładnie 4 lata po potężnym trzęsieniu o sile 7.0 w skali Richtera, które zdewastowało inną karaibską wyspę – Haiti.
Katastrofa z 2010 r. pochłonęła życie ponad 100,000 XNUMX osób i spowodowała katastrofę humanitarną w kraju, który pozostaje jednym z najbiedniejszych na świecie.
Sejsmotektonika regionu i sąsiedztwa Karaibów
Ogromna różnorodność i złożoność reżimów tektonicznych charakteryzuje obwód płyty karaibskiej, obejmującej nie mniej niż cztery główne płyty (Ameryka Północna, Ameryka Południowa, Nazca i Kokos). Pochyłe strefy głębokich trzęsień ziemi (strefy Wadati-Benioffa), rowy oceaniczne i łuki wulkanów wyraźnie wskazują subdukcję litosfery oceanicznej wzdłuż brzegów płyty karaibskiej Ameryki Środkowej i Oceanu Atlantyckiego, podczas gdy sejsmiczność skorupy ziemskiej w Gwatemali, północnej Wenezueli i na Kajmanach Grzbiet i Rów Kajmana wskazują na uskok transformacji i tektonikę basenu.
Wzdłuż północnej krawędzi płyty karaibskiej płyta Ameryki Północnej przesuwa się na zachód w stosunku do płyty karaibskiej z prędkością około 20 mm / rok. Ruch jest uwzględniany wzdłuż kilku głównych uskoków transformacji, które rozciągają się na wschód od Isla de Roatan do Haiti, w tym uskoku wyspy Swan i uskoku Oriente. Te uskoki reprezentują południową i północną granicę Rowu Kajmanów. Dalej na wschód, od Dominikany do wyspy Barbuda, względny ruch między płytą Ameryki Północnej a płytą Karaibów staje się coraz bardziej złożony i jest częściowo dostosowywany przez prawie równoległe subdukcję płyty Ameryki Północnej pod płytą Karaibów. Powoduje to powstanie głębokiego rowu Puerto Rico i strefy trzęsień ziemi o pośredniej ostrości (głębokość 70-300 km) w podbitej płycie. Chociaż uważa się, że strefa subdukcji Puerto Rico może wywołać potężne trzęsienie ziemi, w minionym stuleciu nie było takich zdarzeń. Ostatnie prawdopodobne zdarzenie międzypłytowe (błąd ciągu) miało tutaj miejsce 2 maja 1787 roku i było szeroko odczuwalne na całej wyspie, wraz z udokumentowanymi zniszczeniami na całym północnym wybrzeżu, w tym w Arecibo i San Juan. Od 1900 roku dwoma największymi trzęsieniami ziemi, jakie wystąpiły w tym regionie, było trzęsienie ziemi M4 Samana z 1946 sierpnia 8.0 r. W północno-wschodniej Hispanioli oraz trzęsienie ziemi M29 Mona Passage z 1943 lipca 7.6 r., Oba były trzęsieniami ziemi o płytkiej sile ciągu. Znaczna część ruchu między płytą północnoamerykańską a płytą karaibską w tym regionie jest dostosowywana przez serię lewostronnych uskoków poślizgu, które przecinają wyspę Hispaniola, w szczególności uskok przegrody na północy i Enriquillo-Plantain Garden Fault na południu. Działalność w sąsiedztwie systemu uskoków Enriquillo-Plantain Garden jest najlepiej udokumentowana przez niszczycielskie trzęsienie ziemi spowodowane uderzeniem M12 na Haiti z 2010 stycznia 7.0 r., Związane z nim wstrząsy wtórne i porównywalne trzęsienie ziemi w 1770 r.
Poruszając się na wschód i południe, granica płyty zakrzywia się wokół Puerto Rico i północnych Małych Antyli, gdzie wektor ruchu płyty karaibskiej względem płyt Ameryki Północnej i Południowej jest mniej ukośny, co powoduje aktywną tektonikę łuku wyspowego. W tym przypadku płyty z Ameryki Północnej i Południowej przechodzą w kierunku zachodnim poniżej płyty karaibskiej wzdłuż rowu Małych Antyli z szybkością około 20 mm / rok. W wyniku tej subdukcji występują zarówno trzęsienia ziemi o pośrednim ognisku w subdukowanych płytach, jak i łańcuch aktywnych wulkanów wzdłuż łuku wyspy. Chociaż Małe Antyle są uważane za jeden z najbardziej aktywnych sejsmicznie regionów na Karaibach, w ciągu ostatniego stulecia niewiele z tych wydarzeń miało miejsce powyżej M7.0. Wyspa Gwadelupa była miejscem jednego z największych trzęsień ziemi, które wystąpiły w tym regionie 8 lutego 1843 roku, o sugerowanej sile większej niż 8.0. Największym niedawnym trzęsieniem ziemi o średniej głębokości, które wystąpiło wzdłuż łuku Małych Antyli, było trzęsienie ziemi M29 na Martynice 2007 listopada 7.4 na północny zachód od Fort-De-France.
Granica płyt południowych Karaibów z płytą Ameryki Południowej przebiega ze wschodu na zachód przez Trynidad i zachodnią Wenezuelę ze względną szybkością około 20 mm/rok. Granicę tę charakteryzują główne uskoki transformacyjne, w tym uskoki Central Range i uskoki Boconó-San Sebastian-El Pilar, a także płytka aktywność sejsmiczna. Od 1900 r. największymi trzęsieniami ziemi, jakie miały miejsce w tym regionie, były trzęsienie ziemi M29 w Caracas z 1900 października 7.7 r. i trzęsienie ziemi M29 z 1967 lipca 6.5 r. w pobliżu tego samego regionu. Dalej na zachód szeroka strefa deformacji ściskających ma tendencję do podążania na południowy zachód przez zachodnią Wenezuelę i środkową Kolumbię. Granica płyt nie jest dobrze określona w północno-zachodniej Ameryce Południowej, ale deformacja przechodzi od zdominowania przez zbieżność Karaibów/Ameryki Południowej na wschodzie do zbieżności Nazca/Ameryki Południowej na zachodzie. Strefa przejściowa między subdukcją na wschodnim i zachodnim obrzeżu płyty karaibskiej charakteryzuje się rozproszoną sejsmicznością obejmującą trzęsienia ziemi o małej do średniej wielkości (M <6.0) o głębokości od płytkiej do średniej. Granicę płyt na morzu Kolumbii również charakteryzuje zbieżność, gdzie płyta Nazca podsuwa się pod Amerykę Południową w kierunku wschodnim z szybkością około 65 mm/rok. Trzęsienie ziemi M31 z 1906 stycznia 8.5 roku miało miejsce na płytko opadającej granicy megathrustu tego segmentu granicy płyt. Wzdłuż zachodniego wybrzeża Ameryki Środkowej płyta kokosowa przechodzi w kierunku wschodnim pod płytę karaibską w rowie środkowoamerykańskim. Wskaźniki konwergencji wahają się w granicach 72–81 mm/rok i maleją w kierunku północnym. Ta subdukcja skutkuje stosunkowo wysokim współczynnikiem aktywności sejsmicznej i łańcuchem licznych aktywnych wulkanów; Trzęsienia ziemi o ognisku pośrednim występują w subdukowanej płycie Cocos na głębokość prawie 300 km. Od 1900 r. w tym regionie miało miejsce wiele trzęsień ziemi o średniej wielkości i średniej głębokości, w tym zdarzenia M7 Salwador z 1915 września 7.4 r. i M5 Kostaryka z 1950 października 7.8 r. Granicę między płytami Cocos i Nazca charakteryzuje szereg uskoków transformacyjnych o tendencji północ-południe oraz centra rozprzestrzeniania się o tendencji wschód-zachód. Największą i najbardziej aktywną sejsmicznie z tych granic transformacji jest Strefa Pęknięcia Panamskiego. Strefa Pęknięć Panamy kończy się na południu w strefie ryftu Galapagos, a na północy w rowie Ameryki Środkowej, gdzie stanowi część potrójnego skrzyżowania Cocos-Nazca-Karaiby. Trzęsienia ziemi wzdłuż strefy pęknięć w Panamie są na ogół płytkie, o wielkości od małej do średniej (M <7.2) i są charakterystycznie prawostronnymi trzęsieniami ziemi z uskokiem uderzenia. Od 1900 r. największym trzęsieniem ziemi, które miało miejsce wzdłuż Panamskiej Strefy Pęknięć, było trzęsienie ziemi M26 z 1962 lipca 7.2 r.
