From Wikipedia, the free encyclopedia
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.
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]
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]
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]
Seamless Wikipedia browsing. On steroids.
Every time you click a link to Wikipedia, Wiktionary or Wikiquote in your browser's search results, it will show the modern Wikiwand interface.
Wikiwand extension is a five stars, simple, with minimum permission required to keep your browsing private, safe and transparent.