Una zona Wadati-Benioff (también Benioff-Wadati zona o zona de Benioff o Benioff zona sísmica ) es un planar zona de sismicidad correspondiente con el que baja losa en un subducción zona. [1] El movimiento diferencial a lo largo de la zona produce numerosos terremotos , cuyos focos pueden tener una profundidad de aproximadamente 670 km (420 millas). El término recibió su nombre de los dos sismólogos , Hugo Benioff del Instituto de Tecnología de California y Kiyoo Wadati de la Agencia Meteorológica de Japón., que descubrió de forma independiente las zonas. [2]
Los terremotos de la zona de Wadati-Benioff se desarrollan debajo de los arcos de islas volcánicas y los márgenes continentales por encima de las zonas de subducción activa. [3] Pueden producirse por deslizamiento a lo largo de la falla de empuje de subducción o deslizamiento en fallas dentro de la placa descendente, como resultado de la flexión y extensión a medida que la placa se tira hacia el manto. [4] Los terremotos de enfoque profundo a lo largo de la zona permiten a los sismólogos trazar un mapa de la superficie tridimensional de una losa en subducción de la corteza y el manto oceánicos.
Descubrimiento
En 1949, Hugo Benioff introdujo un método para determinar los incrementos de deformación por rebote elástico de los terremotos en una falla en particular. [5] Determinó que la raíz cuadrada de la energía de un terremoto es proporcional tanto al incremento de la deformación de rebote elástica como al desplazamiento de rebote, y desarrolló una forma de determinar si se generó una serie de terremotos a lo largo de una sola estructura de falla. Su investigación se centró en la zona de subducción de Kermadec-Tonga y la zona de subducción de América del Sur, y determinó que en ambos lugares, los focos de terremotos caen a lo largo de planos que se inclinan ~ 45 ° desde las trincheras. [5] Estos planos de sismicidad se denominaron más tarde zonas de Benioff, o zonas de Wadati-Benioff para Kiyoo Wadati, quien hizo observaciones similares independientes de Benioff al mismo tiempo.
Estructura
El ángulo de buzamiento de la losa en subducción y, por lo tanto, la zona sísmica de Benioff, está controlado predominantemente por la flotabilidad negativa de la losa y las fuerzas del flujo de la astenosfera . La litosfera más joven es más caliente y más flotante, lo que da como resultado zonas de Benioff de inmersión poco profunda, mientras que la litosfera más antigua es más densa y fría, lo que provoca inmersiones más pronunciadas. [6] La zona de Benioff se extiende desde cerca de la superficie hasta profundidades de hasta 670 km. El límite superior está justo debajo de los sedimentos débiles en la punta de la cuña de la zona de subducción, y el límite inferior es donde ocurre la transición frágil-dúctil. La mayoría de los terremotos ocurren dentro de la isoterma de 1000 ° C , en el interior de la losa que aún no se ha calentado para igualar la temperatura del manto circundante en el que está siendo subducida. [7] A profundidades por debajo del espesor de la litosfera, los terremotos ya no se generan empujando en la interfaz de las dos placas, porque la astenosfera es débil y no puede soportar las tensiones necesarias para fallar. En esta región, la deformación interna de la losa descendente aún fría es la fuente de los terremotos. Hasta profundidades de 300 km, las reacciones de deshidratación y la formación de eclogita son las principales causas de sismicidad. Por debajo de los 300 km, comenzando aproximadamente en la isoterma de 700 ° C, se produce un cambio de fase mineralógica de olivino a espinela , y se cree que es el mecanismo sísmico dominante de estos terremotos muy profundos. [8]
Zonas de doble Benioff
En algunos casos, las zonas de subducción muestran dos superficies paralelas de sismicidad separadas por decenas de kilómetros a profundidades intermedias (50-200 km). [9] Un ejemplo principal de esto se encuentra a lo largo de la isla más grande de Japón de Honshu, donde la zona de Wadati-Benioff se caracteriza por dos líneas bien definidas de focos de terremotos, con una distancia entre cada línea de 30 a 40 kilómetros. [10] Un estudio de la prevalencia global de las zonas de doble Benioff ha encontrado que son comunes en las zonas de subducción en todo el mundo. [11]
La superficie de sismicidad más alta se encuentra en la corteza de la losa descendente y se atribuye a las reacciones de deshidratación dentro de esta corteza oceánica que dan como resultado la formación de eclogita. El mecanismo detrás de la zona inferior de sismicidad, ubicada en la parte superior del manto de la litosfera descendente, todavía se debate; [9] la ubicuidad global de las zonas de doble Benioff indica que debe ser un proceso que ocurre comúnmente en las zonas de subducción. Algunos de los mecanismos de inestabilidad sugeridos incluyen fragilización por deshidratación causada por la descomposición de antigorita o clorita en un manto superior de peridotita hidratada, [11] y desdoblamiento de la losa. [9] Las observaciones de los estudios sísmicos indican que el manto litosférico en las profundidades intermedias donde ocurren las zonas de doble Benioff está seco, lo que favorece el mecanismo propuesto de desdoblamiento de la losa. [9]
Referencias
- ^ Artículos relacionados. "Zona de Benioff (cinturón sísmico) - Enciclopedia Británica en línea" . Britannica.com . Consultado el 2 de marzo de 2010 .
- ^ "Desarrollando la teoría [This Dynamic Earth, USGS]" . Pubs.usgs.gov . Consultado el 2 de marzo de 2010 .
- ^ Langmuir, Charles H .; Broecker, Wally (22 de julio de 2012). Cómo construir un planeta habitable: la historia de la Tierra desde el Big Bang hasta la humanidad . pag. 298. ISBN 9780691140063.
- ^ Zona Benioff | Resumen del mundo de las ciencias de la tierra . Bookrags.com . Consultado el 2 de marzo de 2010 .
- ^ a b Benioff, Hugo (1949). "Evidencia sísmica del origen de fallas de profundidades oceánicas". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 60 (12): 1837–1866. Código bibliográfico : 1949GSAB ... 60.1837B . doi : 10.1130 / 0016-7606 (1949) 60 [1837: seftfo] 2.0.co; 2 .
- ^ Keary, P .; Klepeis, KA; Vines, FJ (2012). Tectónica global . Wiley-Blackwell. págs. 225–264.
- ^ Brodholt, J .; Stein, S. (1988). "Controles reológicos de la sismicidad de la zona de Wadati-Benioff" (PDF) . Cartas de investigación geofísica . 15 (10): 1081–1084. Código Bibliográfico : 1988GeoRL..15.1081B . doi : 10.1029 / gl015i010p01081 .
- ^ Green, HW (1994). "Resolviendo la paradoja de los terremotos profundos". Sci. Am . 271 (3): 64–71. Código Bibliográfico : 1994SciAm.271c..64G . doi : 10.1038 / scientificamerican0994-64 .
- ^ a b c d Reynard, B .; Nakajima, J .; Kawakatsu, H. (2010). "Terremotos y deformación plástica del manto de la losa anhidra en zonas dobles de Wadati-Benioff" (PDF) . Cartas de investigación geofísica . 37 (24): n / a. Código Bibliográfico : 2010GeoRL..3724309R . doi : 10.1029 / 2010gl045494 .
- ^ Bolt, Bruce (agosto de 2005), Earthquakes: Centennial Update 2006 - The 1906 Big One (Quinta ed.), WH Freeman and Company , págs. 40, 41, 138, 139, ISBN 978-0716775485
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