Diagrama dunha zona de Wadati–Benioff, tomado do Servizo Xeolóxico dos Estados Unidos.
Corte transversal de sismicidade, zona de subdución das illas Kuriles, o terremoto do 15 de novembro de 2006, de 8,3 Mw  está marcado cunha estrela.
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. 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.

Os terremotos da zona de Wadati–Benioff orixínanse baixo arcos de illas volcánicas e marxes continentais en zonas de subdución activas. 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. 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
-------------

En 1949, Hugo Benioff presentou un método para determinar os incrementos de tensión do rebote elástico de terremotos dunha falla dada. 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. 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.

Estrutura
---------

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. 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. 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.

Zonas de Benioff dobres
-----------------------

Nalgúns casos, as zonas de subdución mostran dúas superficies paralelas de sismicidade separadas por decenas de quilómetros a profundidades intermedias (50–200 km). 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. Un estudo da prevalencia global de zonas de Benioff dobres atopou que estas son comúns en zonas de subdución de todo o mundo.

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; 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, e o feito de endereitarse a lousa de subdución. 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.

Notas
-----

1. ↑  Related Articles. "Benioff zone (seismic belt) – Britannica Online Encyclopedia". Britannica.com. Consultado o 2010-03-02.
2. ↑  "Developing the theory [This Dynamic Earth, USGS]". Pubs.usgs.gov. Consultado o 2010-03-02.
3. ↑  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.
4. ↑  *Benioff Zone | World of Earth Science Summary*. Bookrags.com. Consultado o 2010-03-02.
5. 1 2  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.
6. ↑  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.
7. ↑  Keary, P.; Klepeis, K.A.; Vines, F.J. (2012). *Global Tectonics*. Wiley-Blackwell. pp. 225–264.
8. ↑  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.
9. ↑  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. 1 2 3 4  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.
11. ↑  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. 1 2  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.

|  |  |
| --- | --- |
| Control de autoridades | 
* Wd: Q505708
* BRE: 3545608
* EBID: ID
* GEC: 0246267
* MAG: 2778204441

 |