Una zona de Wadati-Benioff (también llamada zona de Benioff-Wadati o zona de Benioff o zona sísmica de Benioff ) es una zona plana de sismicidad que se corresponde con la placa descendente en una zona de subducción . [1] El movimiento diferencial a lo largo de la zona produce numerosos terremotos , cuyos focos pueden tener una profundidad de hasta 670 km (420 mi). 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 , quienes descubrieron las zonas de forma independiente. [2]
Los terremotos de la zona de Wadati-Benioff se desarrollan debajo de arcos de islas volcánicas y márgenes continentales sobre zonas de subducción activa. [3] Pueden producirse por deslizamiento a lo largo de la falla de empuje de subducción o deslizamiento sobre fallas dentro de la placa descendente, como resultado de la flexión y extensión a medida que la placa es atraída hacia el manto. [4] Los terremotos de foco profundo a lo largo de la zona permiten a los sismólogos mapear la superficie tridimensional de una placa de corteza y manto oceánicos en subducción.
En 1949, Hugo Benioff introdujo un método para determinar los incrementos de la deformación elástica de rebote 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 elástica de rebote como al desplazamiento de rebote, y desarrolló una forma de determinar si una serie de terremotos se generó 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 ambas ubicaciones, los focos de terremotos caen a lo largo de planos que se inclinan ~45° desde las fosas. [5] Estos planos de sismicidad se denominaron posteriormente zonas de Benioff, o zonas de Wadati-Benioff por Kiyoo Wadati , quien había hecho observaciones similares veinte años antes. [6]
El ángulo de inclinación de la placa en subducción, y por lo tanto la zona sísmica de Benioff, está controlado predominantemente por la flotabilidad negativa de la placa y las fuerzas del flujo de la astenosfera . La litosfera más joven es más caliente y más flotante, lo que da lugar a zonas de Benioff de inclinación superficial, mientras que la litosfera más antigua es más densa y más fría, lo que provoca inclinaciones más pronunciadas. [7] 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 placa que aún no se ha calentado para igualar la temperatura del manto circundante en el que está siendo subducida. [8] A profundidades inferiores al espesor de la litosfera, los terremotos ya no se generan por empujes en la interfaz de las dos placas, porque la astenosfera es débil y no puede soportar las tensiones necesarias para el fallamiento. En esta región, la deformación interna de la placa 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 la 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 piensa que es el mecanismo sísmico dominante de estos terremotos de gran profundidad. [9]
En algunos casos, las zonas de subducción muestran dos superficies paralelas de sismicidad separadas por decenas de kilómetros a profundidades intermedias (50-200 km). [10] Un ejemplo principal de esto se encuentra a lo largo de la isla más grande de Japón, Honshu, donde la zona Wadati-Benioff se caracteriza por dos líneas bien definidas de focos sísmicos, con una distancia entre cada línea de 30-40 kilómetros. [11] Un estudio de la prevalencia global de las zonas dobles de Benioff ha descubierto que son comunes en las zonas de subducción de todo el mundo. [12]
La superficie de sismicidad superior se encuentra en la corteza de la placa descendente y se atribuye a las reacciones de deshidratación dentro de esta corteza oceánica que resultan en la formación de eclogita. El mecanismo detrás de la zona inferior de sismicidad, ubicada en la porción superior del manto de la litosfera descendente, aún se debate; [10] la ubicuidad global de las zonas dobles de Benioff indica que debe ser un proceso que ocurre comúnmente en las zonas de subducción. Algunos de los mecanismos de inestabilidad sugeridos incluyen la fragilización por deshidratación causada por la descomposición de antigorita o clorita en un manto superior de peridotita hidratada, [12] y el enderezamiento de la placa. [10] Las observaciones de los estudios sísmicos indican que el manto litosférico en las profundidades intermedias donde ocurren las zonas dobles de Benioff está seco, lo que favorece el mecanismo propuesto de enderezamiento de la placa. [10]