Zona de Wadati-Benioff

Una zona de Wadati-Benioff (también llamada zona de Benioff-Wadati , zona de Benioff o zona sísmica de Benioff ) es una zona planar de sismicidad que corresponde a la placa descendente en una zona de subducción . ^{[ 1 ]} El movimiento diferencial a lo largo de la zona produce numerosos terremotos , cuyos focos pueden alcanzar una profundidad de hasta 670 km (420 mi) . El término fue nombrado en honor a los dos sismólogos Hugo Benioff , del Instituto Tecnológico de California, y Kiyoo Wadati, de la Agencia Meteorológica de Japón , quienes descubrieron estas zonas de forma independiente. ^{[ 2 ]}  

Los terremotos de la zona de Wadati-Benioff se desarrollan bajo arcos de islas volcánicas y márgenes continentales sobre zonas de subducción activas. ^{[ 3 ]} Pueden producirse por deslizamiento a lo largo de la falla de cabalgamiento de subducción o por deslizamiento en fallas dentro de la placa descendente, como resultado de la flexión y extensión a medida que la placa es arrastrada hacia el manto. ^{[ 4 ]} Los terremotos de foco profundo a lo largo de la zona permiten a los sismólogos cartografiar la superficie tridimensional de una placa subducida de corteza oceánica y manto.

En 1949, Hugo Benioff introdujo un método para determinar los incrementos de deformación por rebote elástico de los terremotos en una falla particular. ^{[ 5 ]} Determinó que la raíz cuadrada de la energía de un terremoto es proporcional tanto al incremento de deformación por rebote elástico como al desplazamiento de rebote, y desarrolló una forma de determinar si una serie de terremotos se generó a lo largo de una única estructura de falla. Su investigación se centró en la zona de subducción de Kermadec-Tonga y la zona de subducción sudamericana, y determinó que en ambas ubicaciones, los focos de los terremotos caen a lo largo de planos que se inclinan ~45° desde las fosas. ^{[ 5 ]} Estos planos de sismicidad fueron denominados posteriormente zonas de Benioff, o zonas de Wadati-Benioff por Kiyoo Wadati , quien había realizado observaciones similares veinte años antes. ^{[ 6 ]}

El ángulo de buzamiento de la placa subducida, y por lo tanto la zona sísmica de Benioff, está controlado principalmente 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 resulta en zonas de Benioff de buzamiento suave, mientras que la litosfera más antigua es más densa y fría, lo que causa buzamientos más pronunciados. ^{[ 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 el pie 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 se está subduciendo. ^{[ 8 ]} A profundidades inferiores al espesor de la litosfera, los terremotos ya no se generan por el empuje en la interfaz de las dos placas, debido a que la astenosfera es débil y no puede soportar las tensiones necesarias para la formación de fallas. 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, a partir de aproximadamente la isoterma de 700 °C, se produce un cambio de fase mineralógica de olivino a espinela , y se cree que este es el mecanismo sísmico dominante de estos terremotos muy profundos. ^{[ 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 en la isla más grande de Japón, Honshu, donde la zona de 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 sobre la prevalencia global de las zonas de Benioff dobles ha encontrado que son comunes en las zonas de subducción de todo el mundo. ^{[ 12 ]}

La superficie de sismicidad más superficial 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 de sismicidad inferior, ubicada en la porción del manto superior de la litosfera descendente, aún es objeto de debate; ^{[ 10 ]} la ubicuidad global de las zonas de Benioff dobles 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 estudios sísmicos indican que el manto litosférico en las profundidades intermedias donde ocurren las zonas de Benioff dobles está seco, lo que favorece el mecanismo propuesto de enderezamiento de la placa. ^{[ 10 ]}