Zona de Wadati-Benioff
Unha zona de Wadati–Benioff ou zona de Benioff é unha zona de sismicidade plana que se corresponde coa lousa de litosfera que se introduce formando un certo ángulo no interior da Terra nunha zona de subdución.[1] O movemento diferencial ao longo desta zona produce numerosos terremotos, cuxos focos están no plano de subdución a diferentes profundidades, cada vez máis profundos conforme nos afastamos da fosa de subdución, e poden estar ata a 670 km de profundidade. O termo recibe o nome dos sismólogos, Hugo Benioff do Instituto de Tecnoloxía de California e Kiyoo Wadati da Axencia Meteorolóxica Xaponesa, que descubriron independentemente esas zonas.[2]
Os terremotos da zona de Wadati–Benioff orixínanse baixo arcos de illas volcánicas e marxes continentais en zonas de subdución activas.[3] Poden producirse por deslizamento ao longo de acabalgamentos da subdución ou deslizamento de fallas dentro da placa subducente, como resultado do seu dobramento e extensión a medida que a placa é empurrada cara ao interior do manto.[4] Os teremotos de foco profundo ao longo da zona permiten aos sismólogos facer un mapa da superficie tridimensional da placa subducente de codia oceánica e do manto.
Descubrimento[editar | editar a fonte]
En 1949, Hugo Benioff presentou un método para determinar os incrementos de tensión do rebote elástico de terremotos dunha falla dada.[5] Determinou que a raíz cadrada da enerxía dun terremoto é proporcional tanto ao incremento da tensión do rebote elástico coma ao desprazamento do rebote, e desenvolveu unha maneira de determinar se unha serie de terremotos foi xerada ao longo da estrutura dunha soa falla. A súa investigación centrouse na zona de subdución de Kermadec-Tonga e na zona de subdución suramericana, e descubriu que en ambas as localizacións os focos dos terremotos situábanse ao longo de planos que se inclinaban ~45° cara so interior da Terra desde as fosas de subdución.[5] Estes planos de sismicidade foron despois denominados zonas de Benioff ou zonas de Wadati–Benioff, xa que Kiyoo Wadati fixera observacións similares vinte anos antes.[6]
Estrutura[editar | editar a fonte]
O ángulo co que se introduce a lousa de subdución, e, polo tanto, a zona sísmica de Benioff, está controlada predominantemente pola flotación negativa da lousa de subdución e as forzas dos fluxos da astenosfera. A litosfera máis nova está máis quente e ten máis flotación, o que orixina zonas de de Benioff con ángulos menores e menores profundidades, mentres que a litosfera máis vella é máis densa e fría, e, en consecuencia, orixina un plano de subdución con ángulos maiores.[7] A zona de Benioff esténdese desde preto da superficie ata profundidades de ata 670 km. O límite superior da zona está baixo os sedimentos débiles na punta da cuña de acreción da zona de subdución, e o límite inferior está na zona onde ocorre a transición entre os materiais en condición fráxil e e os dúctiles. A maioría dos terremotos ocorren entre a isoterma dos 1000 °C, no interior da lousa subduciente que aínda non se quentou ata igualar a temperatura do manto que a rodea, no cal está subducindo.[8] A profundidades por baixo do grosor da litosfera, os terremotos xa non se xeran por acabalgamentos na interface entre as dúas placas, porque a astenosfera é branda e non pode soportar as tensións necesarias para orixinar fallas. Nesta rexión a fonte dos terremotosa é a deformación interna da lousa subducente aínda fría. Ata profundidades de 300 km, as reaccións de deshidratación e a formación de ecloxita son as principais causas da sismicidade. Por debaixo dos 300 km, empezando aproximadamente na isoterma dos 700 °C, hai un cambio de fase mineralóxica de olivina a espinela, e pénsase que é o mecanismo dominante que produce os terremotos moi profundos.[9]
Zonas de Benioff dobres[editar | editar a fonte]
Nalgúns casos, as zonas de subdución mostran dúas superficies paralelas de sismicidade separadas por decenas de quilómetros a profundidades intermedias (50–200 km).[10] Un exemplo primario disto está localizado ao longo da illa máis grande do Xapón, Honshu, onde a zona de Wadati–Benioff caracterízase por ter dúas liñas ben definidas de focos de terremotos, cunha distancia entre cada liña de 30–40 km.[11] Un estudo da prevalencia global de zonas de Benioff dobres atopou que estas son comúns en zonas de subdución de todo o mundo.[12]
A superficie de sismicidade máis superficial está na codia da lousa subducente e atribúese a reaccións de deshidratación dentro desta codia oceánica que teñen como resultado a formación de ecloxita. O mecanismo que opera na zona de baixa sismicidade situada na porción do manto superior da litosfera subducente, aínda se discute;[10] a ubicuidade global das zonas de Benioff dobres indica que debe ser un proceso que ocorre comunmente nas zonas de subdución. Algúns dos mecanismos de inestabilidade suxeridos son a fraxilización por deshidratación causada pola descomposición da antigorita ou clorita nun manto superior de peridotita hidratada,[12] e o feito de endereitarse a lousa de subdución.[10] Observacións de estudos sísmicos indican que o manto litosférico a profundidades intermedias onde hai zonas de Benioff dobres está seco, o cal favorece o mecanismo proposto de endereitamento da lousa de subdución.[10]
Notas[editar | editar a fonte]
- ↑ Related Articles. "Benioff zone (seismic belt) – Britannica Online Encyclopedia". Britannica.com. Consultado o 2010-03-02.
- ↑ "Developing the theory [This Dynamic Earth, USGS]". Pubs.usgs.gov. Consultado o 2010-03-02.
- ↑ Langmuir, Charles H.; Broecker, Wally (2012-07-22). How to Build a Habitable Planet: The Story of Earth from the Big Bang to Humankind. p. 298. ISBN 9780691140063.
- ↑ Benioff Zone | World of Earth Science Summary. Bookrags.com. Consultado o 2010-03-02.
- ↑ 5,0 5,1 Benioff, Hugo (1949). "Seismic evidence for the fault origin of oceanic deeps". Bulletin of the Geological Society of America 60 (12): 1837–1866. Bibcode:1949GSAB...60.1837B. doi:10.1130/0016-7606(1949)60[1837:seftfo]2.0.co;2.
- ↑ Suzuki, Yasumoto (2001). "Kiyoo Wadati and the path to the discovery of the intermediate-deep earthquake zone" (PDF). Episodes 24 (2): 118–123. doi:10.18814/epiiugs/2001/v24i2/006. Arquivado dende o orixinal (PDF) o 24 de marzo de 2012. Consultado o 7 de setembro de 2012.
- ↑ Keary, P.; Klepeis, K.A.; Vines, F.J. (2012). Global Tectonics. Wiley-Blackwell. pp. 225–264.
- ↑ Brodholt, J.; Stein, S. (1988). "Rheological controls of Wadati–Benioff zone seismicity" (PDF). Geophysical Research Letters 15 (10): 1081–1084. Bibcode:1988GeoRL..15.1081B. doi:10.1029/gl015i010p01081.
- ↑ Green, H. W. (1994). "Solving the paradox of deep earthquakes". Sci. Am. 271 (3): 64–71. Bibcode:1994SciAm.271c..64G. doi:10.1038/scientificamerican0994-64.
- ↑ 10,0 10,1 10,2 10,3 Reynard, B.; Nakajima, J.; Kawakatsu, H. (2010). "Earthquakes and plastic deformation of anhydrous slab mantle in double Wadati‐Benioff zones" (PDF). Geophysical Research Letters 37 (24): n/a. Bibcode:2010GeoRL..3724309R. doi:10.1029/2010gl045494.
- ↑ Bolt, Bruce (agosto de 2005). Earthquakes: 2006 Centennial Update – The 1906 Big One (Fifth ed.). W. H. Freeman and Company. pp. 40, 41, 138, 139. ISBN 978-0716775485.
- ↑ 12,0 12,1 Brudzinski, M.R.; Thurber, C.H.; Hacker, B.R.; Engdahl, E.R. (2007). "Global prevalence of double Benioff zones". Science 316 (5830): 1472–1474. Bibcode:2007Sci...316.1472B. PMID 17556583. doi:10.1126/science.1139204.
