Un terremoto de foco profundo en sismología (también llamado terremoto plutónico) es un terremoto con una profundidad de hipocentro superior a 300 km. Ocurren casi exclusivamente en límites convergentes asociados con litosfera oceánica subducida . Ocurren a lo largo de una zona tabular inclinada debajo de la zona de subducción conocida como zona de Wadati-Benioff . [1]
La evidencia preliminar de la existencia de terremotos de foco profundo fue presentada por primera vez a la comunidad científica en 1922 por Herbert Hall Turner . [2] En 1928, Kiyoo Wadati demostró la existencia de terremotos que ocurren muy por debajo de la litosfera, disipando la noción de que los terremotos ocurren solo con profundidades focales poco profundas. [3]
Los terremotos de foco profundo dan lugar a ondas superficiales mínimas . [3] Su profundidad focal hace que los terremotos tengan menos probabilidades de producir movimiento de ondas sísmicas con energía concentrada en la superficie. La trayectoria de las ondas sísmicas de los terremotos de foco profundo desde el foco hasta la estación de registro pasa por el manto superior heterogéneo y la corteza altamente variable solo una vez. [3] Por lo tanto, las ondas de cuerpo sufren menos atenuación y reverberación que las ondas sísmicas de los terremotos superficiales, lo que da como resultado picos de ondas de cuerpo agudos.
El patrón de radiación de energía de un terremoto está representado por la solución del tensor de momento , que se representa gráficamente mediante diagramas de bola de playa. Un mecanismo explosivo o implosivo produce una fuente sísmica isótropa. El deslizamiento en una superficie de falla plana da como resultado una fuente de doble par. El movimiento uniforme hacia afuera en un solo plano debido al acortamiento normal se conoce como una fuente dipolar vectorial lineal compensada . [3] Se ha demostrado que los terremotos de foco profundo contienen una combinación de estas fuentes. Los mecanismos focales de los terremotos de foco profundo dependen de sus posiciones en las placas tectónicas en subducción. A profundidades superiores a 400 km, domina la compresión hacia abajo, mientras que a profundidades de 250-300 km (que también corresponden a un mínimo en el número de terremotos frente a la profundidad), el régimen de tensión es más ambiguo pero más cercano a la tensión hacia abajo. [4] [5]
Los terremotos de foco superficial son el resultado de la liberación repentina de la energía de deformación acumulada con el tiempo en la roca por fractura frágil y deslizamiento por fricción sobre superficies planas. [6] Sin embargo, el mecanismo físico de los terremotos de foco profundo es poco conocido. La litosfera subducida sujeta al régimen de presión y temperatura a profundidades superiores a 300 km no debería exhibir un comportamiento frágil, sino que debería responder al estrés por deformación plástica . [3] Se han propuesto varios mecanismos físicos para la nucleación y propagación de terremotos de foco profundo; sin embargo, el proceso exacto sigue siendo un problema pendiente en el campo de la sismología de la tierra profunda.
Las cuatro subsecciones siguientes describen propuestas que podrían explicar el mecanismo físico que permite que se produzcan terremotos de foco profundo. Con excepción de las transiciones de fase sólido-sólido , las teorías propuestas para el mecanismo focal de los terremotos profundos tienen el mismo peso en la literatura científica actual.
El primer mecanismo propuesto para la generación de terremotos de foco profundo es una implosión debido a una transición de fase del material a una fase de mayor densidad y menor volumen. [3] Se cree que la transición de fase de olivino a espinela ocurre a una profundidad de 410 km en el interior de la Tierra. Esta hipótesis propone que el olivino metaestable en la litosfera oceánica subducida a profundidades mayores de 410 km experimenta una transición de fase repentina a la estructura de espinela. El aumento de densidad debido a la reacción causaría una implosión que daría lugar al terremoto. Este mecanismo ha sido en gran parte desacreditado debido a la falta de una firma isotrópica significativa en la solución del tensor de momento de los terremotos de foco profundo. [1]
Las reacciones de deshidratación de fases minerales con alto contenido de agua aumentarían la presión de poro en una placa de litosfera oceánica subducida. Este efecto reduce la tensión normal efectiva en la placa y permite que se produzca un deslizamiento en planos de falla preexistentes a profundidades significativamente mayores de lo que normalmente sería posible. [1] Varios investigadores [ ¿quiénes? ] sugieren que este mecanismo no juega un papel significativo en la actividad sísmica más allá de los 350 km de profundidad debido al hecho de que la mayoría de las reacciones de deshidratación habrán llegado a su finalización a una presión correspondiente a profundidades de 150-300 km (5-10 GPa). [1]
El fallamiento transformacional, también conocido como fallamiento antifisuras, es el resultado de la transición de fase de un mineral a una fase de mayor densidad que ocurre en respuesta a la tensión de corte en una zona de corte de grano fino. La transformación ocurre a lo largo del plano de máxima tensión de corte. A continuación, puede producirse un corte rápido a lo largo de estos planos de debilidad, dando lugar a un terremoto en un mecanismo similar a un terremoto de foco superficial. El olivino metaestable subducido más allá de la transición olivino- wadsleyita a una profundidad de 320-410 km (dependiendo de la temperatura) es un candidato potencial para tales inestabilidades. [3] Los argumentos en contra de esta hipótesis incluyen los requisitos de que la región de falla debe ser muy fría y contener muy poco hidroxilo unido al mineral. Las temperaturas más altas o los contenidos de hidroxilo más altos impiden la preservación metaestable del olivino hasta las profundidades de los terremotos más profundos.
Una inestabilidad de corte surge cuando el calor se produce por deformación plástica más rápido de lo que puede ser disipado. El resultado es una fuga térmica , un ciclo de retroalimentación positiva de calentamiento, debilitamiento del material y localización de la tensión dentro de la zona de corte. [3] El debilitamiento continuo puede resultar en una fusión parcial a lo largo de las zonas de máxima tensión de corte. Las inestabilidades de corte plásticas que conducen a terremotos no se han documentado en la naturaleza, ni se han observado en materiales naturales en el laboratorio. Por lo tanto, su relevancia para los terremotos profundos radica en modelos matemáticos que utilizan propiedades y reologías de materiales simplificadas para simular las condiciones naturales.
En el límite de la placa del Pacífico y las placas del mar de Ojotsk y del mar de Filipinas se encuentra una de las regiones de terremotos de foco profundo más activas del mundo, que generó muchos terremotos de gran magnitud, incluido el terremoto del mar de Ojotsk de 2013 de magnitud 8,3 . Como sucede en muchos lugares, los terremotos en esta región son causados por tensiones internas en la placa del Pacífico subducida a medida que se la empuja más profundamente hacia el manto.
Una zona de subducción constituye la mayor parte de la frontera de la placa del mar de Filipinas y la placa de la Sonda , siendo la falla parcialmente responsable del levantamiento de Filipinas . Las secciones más profundas de la placa del mar de Filipinas causan terremotos de hasta 675 kilómetros (419 mi) por debajo de la superficie. [7] Los terremotos de foco profundo notables en esta región incluyen un terremoto de Mw 7,7 en 1972 y los terremotos de Mw 7,6, 7,5 y 7,3 de Mindanao en 2010 .
La placa australiana se subduce bajo la placa de Sunda , lo que crea un levantamiento en gran parte del sur de Indonesia , así como terremotos a profundidades de hasta 675 kilómetros (419 mi). [8] Los terremotos de foco profundo notables en esta región incluyen un terremoto de Mw 7,9 en 1996 y un terremoto de Mw 7,5 en 2007.
La zona de fallas de foco profundo más activa del mundo es la causada por la subducción de la placa del Pacífico bajo la placa australiana , la placa de Tonga y la placa de Kermadec . Se han registrado terremotos a profundidades de más de 735 kilómetros (457 mi), [9] la más profunda del planeta. La gran área de subducción da como resultado una amplia franja de terremotos de foco profundo centrados desde Papúa Nueva Guinea hasta Fiji y Nueva Zelanda , aunque el ángulo de colisión de las placas hace que el área entre Fiji y Nueva Zelanda sea la más activa, con terremotos de M w 4.0 o superiores que ocurren casi a diario. [10] Los terremotos de foco profundo notables en esta región incluyen un terremoto de M w 8.2 y 7.9 en 2018 , y un terremoto de M w 7.8 en 1919.
La subducción de la placa de Nazca bajo la placa Sudamericana , además de crear la cordillera de los Andes , también ha creado una serie de fallas profundas bajo las superficies de Colombia , Perú , Brasil , Bolivia , Argentina e incluso tan al este como Paraguay . [11] Los terremotos ocurren con frecuencia en la región a profundidades de hasta 670 kilómetros (420 mi) debajo de la superficie. [12] Varios terremotos grandes han tenido lugar aquí, incluido el terremoto de M w 8,2 de Bolivia de 1994 (631 km de profundidad), el terremoto de M w 8,0 de Colombia de 1970 (645 km de profundidad) y el terremoto de M w 7,9 de Perú de 1922 (475 km de profundidad).
A unos 600–630 kilómetros (370–390 mi) bajo la ciudad de Granada en el sur de España , se han registrado varios terremotos grandes en la historia moderna, incluyendo notablemente un terremoto de Mw 7.8 en 1954, [13] y un terremoto de Mw 6.3 en 2010. La causa exacta de los terremotos sigue siendo desconocida. [14]
El mar Tirreno al oeste de Italia es el anfitrión de una gran cantidad de terremotos de foco profundo de hasta 520 kilómetros (320 millas) por debajo de la superficie. [15] Sin embargo, muy pocos terremotos ocurren en la región a menos de 100 kilómetros (62 millas) de profundidad, la mayoría se originan a una profundidad de alrededor de 250-300 kilómetros (160-190 millas). Debido a la falta de terremotos superficiales, se cree que la falla se origina en una antigua zona de subducción que comenzó a subducirse hace menos de 15 millones de años y terminó en gran parte hace unos 10 millones de años, ya no visible en la superficie. [16] Debido a la tasa de subducción calculada, la causa de la subducción probablemente fue el estrés interno en la placa euroasiática , en lugar de la colisión de las placas africana y euroasiática , la causa de la subducción moderna para las microplacas cercanas del mar Egeo y Anatolia .
En el noreste de Afganistán , ocasionalmente ocurren varios terremotos de intensidad media con focos profundos de profundidades de hasta 400 kilómetros (250 millas). [17] Son causados por la colisión y subducción de la placa india debajo de la placa euroasiática , y los terremotos más profundos se centran en las secciones más subducidas de la placa. [18]
Las Islas Sandwich del Sur , entre Sudamérica y la Antártida, son escenario de numerosos terremotos de hasta 320 kilómetros (200 millas) de profundidad. [19] Son causados por la subducción de la placa Sudamericana bajo la placa Sandwich del Sur . [20]
El terremoto de foco profundo más fuerte registrado fue el terremoto del mar de Ojotsk de magnitud 8,3 que ocurrió a una profundidad de 609 km (378 mi) en 2013. [21] El terremoto más profundo jamás registrado fue un pequeño terremoto de 4,2 en Vanuatu a una profundidad de 735,8 km (457,2 mi) en 2004. [22] Sin embargo, aunque no está confirmado, se encontró que una réplica del terremoto de Ogasawara de 2015 ocurrió a una profundidad de 751 km (467 mi). [23]