Non c'è una diffusa minaccia di tsunami a Porto Rico, diversa da quella riportata per la prima volta da alcuni media. Tuttavia potrebbe essere possibile una minaccia locale. Un forte terremoto di magnitudo 6.5 ha colpito lunedì in mare al largo della costa portoricana a una profondità inferiore a 30 km, riferisce l'US Geological Survey.
Il terremoto ha colpito circa 56 km al largo della costa settentrionale dell'isola. La capitale, San Juan, dove vivono 400,000 persone, si trova sullo stesso lato dell'isola.
Non sono state segnalate lesioni o danni immediati. L'industria del turismo è vasta in questa parte dell'isola. Il Pacific Tsunami Warning Center ha affermato che il terremoto potrebbe innescare uno tsunami locale, ma non vi è alcuna minaccia per uno tsunami diffuso.
Il terremoto di Porto Rico di lunedì arriva quasi esattamente 4 anni dopo che un potente terremoto di magnitudo 7.0 ha devastato un'altra isola caraibica: Haiti.
Il disastro del 2010 ha causato più di 100,000 vite e ha causato una catastrofe umanitaria nella nazione, che rimane una delle più povere al mondo.
Sismotettonica della regione caraibica e dintorni
L'ampia diversità e complessità dei regimi tettonici caratterizza il perimetro della placca caraibica, coinvolgendo non meno di quattro placche principali (Nord America, Sud America, Nazca e Cocos). Zone inclinate di terremoti profondi (zone di Wadati-Benioff), trincee oceaniche e archi di vulcani indicano chiaramente la subduzione della litosfera oceanica lungo i margini dell'Oceano Atlantico e dell'America centrale della placca caraibica, mentre la sismicità della crosta in Guatemala, nel nord del Venezuela e nelle Cayman Ridge e Cayman Trench indicano una faglia di trasformazione e una tettonica di bacino smontabile.
Lungo il margine settentrionale della placca caraibica, la placca nordamericana si sposta verso ovest rispetto alla placca caraibica ad una velocità di circa 20 mm / anno. Il movimento è sistemato lungo diverse grandi faglie di trasformazione che si estendono verso est da Isla de Roatan ad Haiti, tra cui la faglia dell'isola del cigno e la faglia dell'Oriente. Queste faglie rappresentano i confini meridionali e settentrionali della Fossa delle Cayman. Più a est, dalla Repubblica Dominicana all'isola di Barbuda, il moto relativo tra la placca nordamericana e la placca caraibica diventa sempre più complesso ed è parzialmente compensato dalla subduzione quasi arco-parallela della placca nordamericana al di sotto della placca caraibica. Ciò si traduce nella formazione della profonda fossa di Porto Rico e in una zona di terremoti a fuoco intermedio (70-300 km di profondità) all'interno della lastra subdotta. Anche se si pensa che la zona di subduzione di Porto Rico sia in grado di generare un terremoto mega-crosta, non si sono verificati eventi del genere nel secolo scorso. L'ultimo probabile evento di interplacca (faglia di spinta) qui si è verificato il 2 maggio 1787 ed è stato ampiamente sentito in tutta l'isola con distruzione documentata su tutta la costa settentrionale, comprese Arecibo e San Juan. Dal 1900, i due più grandi terremoti che si sono verificati in questa regione sono stati il 4 agosto 1946 M8.0 Samana terremoto nel nord-est di Hispaniola e il 29 luglio 1943 M7.6 Mona Passage terremoto, entrambi sono stati terremoti di faglia di spinta superficiale. Una parte significativa del movimento tra la placca del Nord America e la placca caraibica in questa regione è compensata da una serie di faglie di scorrimento laterale sinistro che tagliano in due l'isola di Hispaniola, in particolare la faglia settentrionale a nord e l'Enriquillo-Piantaggine Garden Fault nel sud. L'attività adiacente al sistema di faglia del giardino Enriquillo-Piantaggine è documentata al meglio dal devastante terremoto M12 di Haiti del 2010 gennaio 7.0, dalle scosse di assestamento associate e da un terremoto simile nel 1770.
Spostandosi verso est e sud, il confine della placca curva intorno a Porto Rico e alle Piccole Antille settentrionali, dove il vettore di movimento delle placche della placca caraibica rispetto alle placche del Nord e del Sud America è meno obliquo, determinando una tettonica ad arco insulare attiva. Qui, le placche del Nord e del Sud America subducono verso ovest al di sotto della placca caraibica lungo la Fossa delle Piccole Antille a velocità di circa 20 mm / anno. Come risultato di questa subduzione, esistono sia terremoti a fuoco intermedio all'interno delle placche subdotte sia una catena di vulcani attivi lungo l'arco dell'isola. Sebbene le Piccole Antille siano considerate una delle regioni più sismicamente attive dei Caraibi, pochi di questi eventi sono stati maggiori di M7.0 nel secolo scorso. L'isola di Guadalupa è stata il sito di uno dei più grandi terremoti di megatrosta verificatisi in questa regione l'8 febbraio 1843, con una magnitudo suggerita maggiore di 8.0. Il più grande terremoto recente di profondità intermedia verificatosi lungo l'arco delle Piccole Antille è stato il terremoto M29 Martinica del 2007 novembre 7.4 a nord-ovest di Fort-De-France.
Il confine della placca dei Caraibi meridionali con la placca del Sud America colpisce da est a ovest attraverso Trinidad e il Venezuela occidentale a una velocità relativa di circa 20 mm/anno. Questo confine è caratterizzato da grandi faglie trasformate, tra cui la faglia centrale e le faglie Boconó-San Sebastian-El Pilar, e sismicità superficiale. Dal 1900, i più grandi terremoti che si sono verificati in questa regione sono stati il terremoto di Caracas del 29 ottobre 1900 M7.7 e il terremoto di M29 del 1967 luglio 6.5 vicino a questa stessa regione. Più a ovest, un'ampia zona di deformazione da compressione tende verso sud-ovest attraverso il Venezuela occidentale e la Colombia centrale. Il confine della placca non è ben definito in tutto il nord-ovest del Sud America, ma la deformazione passa dall'essere dominata dalla convergenza Caraibi/Sud America a est alla convergenza Nazca/Sud America a ovest. La zona di transizione tra la subduzione sui margini orientale e occidentale della placca caraibica è caratterizzata da sismicità diffusa che coinvolge terremoti di magnitudo da bassa a intermedia (M<6.0) di profondità da bassa a intermedia. Anche il confine della placca al largo della Colombia è caratterizzato dalla convergenza, dove la placca di Nazca subduce sotto il Sud America verso est a una velocità di circa 65 mm/anno. Il terremoto di magnitudo 31 del 1906 gennaio 8.5 si verificò sull'interfaccia megathrust poco profonda di questo segmento di confine della placca. Lungo la costa occidentale dell'America centrale, la placca Cocos subduce verso est sotto la placca caraibica nella fossa dell'America centrale. I tassi di convergenza variano tra 72-81 mm/anno, diminuendo verso nord. Questa subduzione si traduce in tassi di sismicità relativamente elevati e in una catena di numerosi vulcani attivi; i terremoti a fuoco intermedio si verificano all'interno della placca Cocos subdotta a una profondità di quasi 300 km. Dal 1900, ci sono stati molti terremoti di media profondità in questa regione, inclusi gli eventi del 7 settembre 1915 M7.4 El Salvador e del 5 ottobre 1950 M7.8 Costa Rica. Il confine tra le placche Cocos e Nazca è caratterizzato da una serie di faglie trasformate con tendenza nord-sud e centri di diffusione con tendenza est-ovest. Il più grande e più sismicamente attivo di questi confini trasformati è la Panama Fracture Zone. La zona di frattura di Panama termina a sud nella zona di spaccatura delle Galapagos ea nord nella fossa dell'America centrale, dove forma parte della tripla giunzione Cocos-Nazca-Caraibi. I terremoti lungo la Panama Fracture Zone sono generalmente poco profondi, di magnitudo da bassa a intermedia (M<7.2) e sono tipicamente terremoti con faglia trascorrente laterale destra. Dal 1900, il più grande terremoto verificatosi lungo la zona di frattura di Panama è stato il terremoto M26 del 1962 luglio 7.2.
