Cristas oceânicas médias

O fenômeno stick-slip frequentemente acompanha o deslizamento friccional em experimentos de laboratório com materiais geológicos. Terremotos de foco rasante podem representar stick-slip durante o deslizamento ao longo de falhas antigas ou recém-formadas na Terra. Em tal situação, as quedas de tensão observadas representam a liberação de uma pequena fração da tensão suportada pela rocha que circunda o foco do terremoto.

@article{doi101126science1533739990,
    author = "Brace, W. F. e Byerlee, J. D.",
    title = "Stick-Slip como Mecanismo para Terremotos",
    year = "1966",
    journal = "Science",
    abstract = "O fenômeno stick-slip frequentemente acompanha o deslizamento friccional em experimentos de laboratório com materiais geológicos. Terremotos de foco rasante podem representar stick-slip durante o deslizamento ao longo de falhas antigas ou recém-formadas na Terra. Em tal situação, as quedas de tensão observadas representam a liberação de uma pequena fração da tensão suportada pela rocha que circunda o foco do terremoto.",
    url = "https://doi.org/10.1126/science.153.3739.990",
    doi = "10.1126/science.153.3739.990",
    openalex = "W1970664646"
}

Os mecanismos de 17 terremotos nas cristas oceânicas médias e suas extensões continentais foram investigados usando dados da Rede Sismográfica Padronizada Mundial da U. S. Coast and Geodetic Survey e de outros instrumentos sismográficos de longo período. Soluções de mecanismo de alta precisão podem agora ser obtidas para um grande número de terremotos com magnitudes tão pequenas quanto 6 em muitas áreas do mundo. Menos de 1% dos dados usados neste estudo são inconsistentes com uma distribuição de quadrantes dos primeiros movimentos das fases P e PKP; em muitas investigações anteriores, 15 a 20% dos dados eram frequentemente inconsistentes com as soluções publicadas. Dez dos terremotos estudados ocorreram em zonas de fratura que intersectam a crista da crista oceânica média. O mecanismo de cada um dos choques localizados em uma zona de fratura é caracterizado por uma predominância de movimento de falha transversal em um plano fortemente inclinado; o traço de um dos planos nodais para ondas P é quase coincidente com o traço da zona de fratura. O sentido do movimento de falha transversal em cada uma das dez soluções está em acordo com aquele previsto para falhas transformantes; é oposto ao esperado para um deslocamento simples da crista da crista oceânica média ao longo das várias zonas de fratura. A distribuição espacial dos terremotos ao longo das zonas de fratura também parece descartar a hipótese de deslocamento simples. Duas soluções bem documentadas para terremotos localizados na crista do Atlântico Médio, mas que não parecem estar localizados em zonas de fratura, são caracterizadas por uma predominância de falhamento normal. Os mecanismos de quatro terremotos em extensões do sistema de cristas oceânicas médias—um perto da Sibéria setentrional e três na África Oriental—também são caracterizados por uma predominância de falhamento normal. Os eixos inferidos de tensão máxima para esses seis eventos são aproximadamente perpendiculares ao traço do sistema de cristas oceânicas médias. Os resultados estão em acordo com hipóteses de crescimento do fundo do mar na crista do sistema de cristas oceânicas médias.

@article{doi101029jz072i008p02131,
    author = "Sykes, Lynn R.",
    title = "Mecanismo de terremotos e natureza da falhamento nas cristas oceânicas médias",
    year = "1967",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Os mecanismos de 17 terremotos nas cristas oceânicas médias e suas extensões continentais foram investigados usando dados da Rede Sismográfica Padronizada Mundial da U. S. Coast and Geodetic Survey e de outros instrumentos sismográficos de longo período. Soluções de mecanismo de alta precisão podem agora ser obtidas para um grande número de terremotos com magnitudes tão pequenas quanto 6 em muitas áreas do mundo. Menos de 1\% dos dados usados neste estudo são inconsistentes com uma distribuição de quadrantes dos primeiros movimentos das fases P e PKP; em muitas investigações anteriores, 15 a 20\% dos dados eram frequentemente inconsistentes com as soluções publicadas. Dez dos terremotos estudados ocorreram em zonas de fratura que intersectam a crista da crista oceânica média. O mecanismo de cada um dos choques localizados em uma zona de fratura é caracterizado por uma predominância de movimento de falha transversal em um plano fortemente inclinado; o traço de um dos planos nodais para ondas P é quase coincidente com o traço da zona de fratura. O sentido do movimento de falha transversal em cada uma das dez soluções está em acordo com aquele previsto para falhas transformantes; é oposto ao esperado para um deslocamento simples da crista da crista oceânica média ao longo das várias zonas de fratura. A distribuição espacial dos terremotos ao longo das zonas de fratura também parece descartar a hipótese de deslocamento simples. Duas soluções bem documentadas para terremotos localizados na crista do Atlântico Médio, mas que não parecem estar localizados em zonas de fratura, são caracterizadas por uma predominância de falhamento normal. Os mecanismos de quatro terremotos em extensões do sistema de cristas oceânicas médias—um perto da Sibéria setentrional e três na África Oriental—também são caracterizados por uma predominância de falhamento normal. Os eixos inferidos de tensão máxima para esses seis eventos são aproximadamente perpendiculares ao traço do sistema de cristas oceânicas médias. Os resultados estão em acordo com hipóteses de crescimento do fundo do mar na crista do sistema de cristas oceânicas médias.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jz072i008p02131",
    doi = "10.1029/jz072i008p02131",
    openalex = "W1974493245",
    references = "doi1010160025322764900489, doi1010160040195164900101, doi101038190854a0, doi101038199947a0, doi101038207343a0, doi101126science15437531164, doi101126science15437551405, doi101130petrologic1962599, doi101130spe65p1, doi105408002213687121"
}

@article{doi101029jb074i002p00632,
    author = "Banghar, A. R. e Sykes, Lynn R.",
    title = "Mecanismos focais de terremotos no Oceano Índico e regiões adjacentes",
    year = "1969",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb074i002p00632",
    doi = "10.1029/jb074i002p00632",
    openalex = "W1987659329"
}

Dados sísmicos apoiam fortemente teorias recentes da tectônica nas quais grandes placas da litosfera se movem coerentemente umas em relação às outras como corpos quase rígidos, afastando-se nas dorsais oceânicas, deslizando umas sobre as outras nas falhas transformantes e subduzindo-se nas arcos insulares. As fronteiras entre placas adjacentes da litosfera são definidas por cinturões de alta atividade sísmica. A reavaliação de mais de 600 hipocentros na região da América Central e estudos anteriores nas regiões das Galápagos e do Caribe definem as fronteiras de duas placas relativamente pequenas e quase aseísmicas na região de interesse. A primeira, a placa de Cocos, é delimitada pela dorsal do Pacífico Oriental, pela zona de rift das Galápagos, pela zona de falha de Panamá com orientação norte próxima a 82° W., e pelo arco da América Central; a segunda, a placa do Caribe, situa-se sob o Mar do Caribe e é delimitada pelo arco da América Central, pelo vale das Cayman, pelo arco das Índias Ocidentais e pela zona sísmica que atravessa o norte da América do Sul. Os mecanismos focais de 70 terremotos nessas regiões foram determinados para ascertar o movimento relativo dessas duas placas em relação às regiões ou placas circundantes. Os resultados mostram a subducção da placa de Cocos sob o México e a Guatemala em direção nordeste e sob o restante da América Central em direção mais nordeste. A placa de Cocos está se afastando do restante do fundo do Pacífico na dorsal do Pacífico Oriental e na zona de rift das Galápagos. O movimento é de falha transcorrente direita ao longo da zona de falha de Panamá, uma falha transformante que conecta a zona de rift das Galápagos e o arco da América Central. Ao mesmo tempo, a placa do Caribe está se movendo para leste em relação à placa das Américas, que aqui é considerada incluir tanto a América do Norte quanto a América do Sul e o Atlântico Ocidental. Movimento de falha transcorrente esquerda ao longo de planos de falha fortemente inclinados é observado no vale das Cayman. A placa das Américas está subduzindo o Caribe em direção oeste nas Pequenas Antilhas e perto de Porto Rico. Diferentemente das Pequenas Antilhas, no entanto, o movimento atual não é perpendicular ao sulco de Porto Rico, mas sim quase paralelo ao sulco ao longo de planos de falha quase horizontais. Cálculos das taxas de movimento indicam que a subducção ocorre a uma taxa mais alta no sudeste do México e da Guatemala do que no oeste do México e que o Caribe está se movendo a uma taxa menor em relação à América do Norte do que a placa de Cocos.

@article{doi101130001676061969801639totcam20co2,
    author = "Molnár, Péter e Sykes, Lynn R.",
    title = "Tectônica das Regiões do Caribe e da América Central a partir de Mecanismos Focais e Sismicidade",
    year = "1969",
    journal = "Bulletin da Sociedade Geológica da América",
    abstract = "Dados sísmicos apoiam fortemente teorias recentes da tectônica nas quais grandes placas da litosfera se movem coerentemente umas em relação às outras como corpos quase rígidos, afastando-se nas dorsais oceânicas, deslizando umas sobre as outras nas falhas transformantes e subduzindo-se nas arcos insulares. As fronteiras entre placas adjacentes da litosfera são definidas por cinturões de alta atividade sísmica. A reavaliação de mais de 600 hipocentros na região da América Central e estudos anteriores nas regiões das Galápagos e do Caribe definem as fronteiras de duas placas relativamente pequenas e quase aseísmicas na região de interesse. A primeira, a placa de Cocos, é delimitada pela dorsal do Pacífico Oriental, pela zona de rift das Galápagos, pela zona de falha de Panamá com orientação norte próxima a 82° W., e pelo arco da América Central; a segunda, a placa do Caribe, situa-se sob o Mar do Caribe e é delimitada pelo arco da América Central, pelo vale das Cayman, pelo arco das Índias Ocidentais e pela zona sísmica que atravessa o norte da América do Sul. Os mecanismos focais de 70 terremotos nessas regiões foram determinados para ascertar o movimento relativo dessas duas placas em relação às regiões ou placas circundantes. Os resultados mostram a subducção da placa de Cocos sob o México e a Guatemala em direção nordeste e sob o restante da América Central em direção mais nordeste. A placa de Cocos está se afastando do restante do fundo do Pacífico na dorsal do Pacífico Oriental e na zona de rift das Galápagos. O movimento é de falha transcorrente direita ao longo da zona de falha de Panamá, uma falha transformante que conecta a zona de rift das Galápagos e o arco da América Central. Ao mesmo tempo, a placa do Caribe está se movendo para leste em relação à placa das Américas, que aqui é considerada incluir tanto a América do Norte quanto a América do Sul e o Atlântico Ocidental. Movimento de falha transcorrente esquerda ao longo de planos de falha fortemente inclinados é observado no vale das Cayman. A placa das Américas está subduzindo o Caribe em direção oeste nas Pequenas Antilhas e perto de Porto Rico. Diferentemente das Pequenas Antilhas, no entanto, o movimento atual não é perpendicular ao sulco de Porto Rico, mas sim quase paralelo ao sulco ao longo de planos de falha quase horizontais. Cálculos das taxas de movimento indicam que a subducção ocorre a uma taxa mais alta no sudeste do México e da Guatemala do que no oeste do México e que o Caribe está se movendo a uma taxa menor em relação à América do Norte do que a placa de Cocos.",
    url = "https://doi.org/10.1130/0016-7606(1969)80[1639:totcam]2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0016-7606(1969)80[1639:totcam]2.0.co;2",
    openalex = "W1991156767"
}

Os epicentros de cerca de 900 terremotos no Oceano Índico, África e áreas adjacentes que ocorreram entre 1950 e 1966 foram relocalizados por computador. Estes epicentros delineiam muitas falhas transformantes, cristas de dorsais e junções triplas com muito mais precisão do que foi feito anteriormente. Uma série de grandes falhas transformantes com orientação NNW ao sul da Tasmânia deslocou sucessivamente a dorsal oceânica média em um total de cerca de 1500 km. A distribuição dos epicentros e de duas soluções de mecanismo focal para o ramo sudoeste da dorsal do meio do Oceano Índico são indicativas de espalhamento do fundo do mar com cristas de dorsal orientadas aproximadamente WNW e falhas transformantes NNE. Relatórios anteriores sobre espessuras de sedimentos perto deste ramo da dorsal estão em bom acordo com o padrão inferido de cristas de dorsal espalhadas e falhas transformantes. Da mesma forma, as falhas em detectar espalhamento mensurável do fundo do mar ao longo deste ramo podem ser atribuídas à infeliz orientação de poucos perfis publicados quase paralelos às cristas de dorsal. Um recurso tectônico incipiente, possivelmente um arco insular nascente, pode estar associado a uma zona sísmica no nordeste do Oceano Índico entre Ceilão e a Austrália. A grande largura da zona de abalos superficiais, a abundância relativa de terremotos maiores que magnitude 7 e a ausência de características topográficas observadas associadas à zona sísmica são indicativas de um recurso tectônico nascente que pode estar relacionado a uma diminuição ou mudança no movimento relativo entre a placa Indo-Australiana e a placa Euroasiática, possivelmente como resultado de colisão continental. Outras interpretações da tectônica desta zona incomum também são discutidas. Independentemente de sua significância tectônica, esta zona merece estudo adicional, pois é a região mais sismicamente ativa nos oceanos que não foi identificada como uma dorsal, um arco ou uma falha transformante. Os resultados das relocalizações e outros dados pertinentes são fornecidos em um apêndice separado, que está disponível em microfilme junto com o artigo inteiro. Encomende na American Geophysical Union, Suite 435, 2100 Pennsylvania Ave., N.W., Washington, D.C. 20037. Documento J 70-003; $1,00. O pagamento deve acompanhar a encomenda.

@article{doi101029jb075i026p05041,
    author = "Sykes, Lynn R.",
    title = "Sismicidade do Oceano Índico e um possível arco insular incipiente entre Ceilão e a Austrália",
    year = "1970",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Os epicentros de cerca de 900 terremotos no Oceano Índico, África e áreas adjacentes que ocorreram entre 1950 e 1966 foram relocalizados por computador. Estes epicentros delineiam muitas falhas transformantes, cristas de dorsais e junções triplas com muito mais precisão do que foi feito anteriormente. Uma série de grandes falhas transformantes com orientação NNW ao sul da Tasmânia deslocou sucessivamente a dorsal oceânica média em um total de cerca de 1500 km. A distribuição dos epicentros e de duas soluções de mecanismo focal para o ramo sudoeste da dorsal do meio do Oceano Índico são indicativas de espalhamento do fundo do mar com cristas de dorsal orientadas aproximadamente WNW e falhas transformantes NNE. Relatórios anteriores sobre espessuras de sedimentos perto deste ramo da dorsal estão em bom acordo com o padrão inferido de cristas de dorsal espalhadas e falhas transformantes. Da mesma forma, as falhas em detectar espalhamento mensurável do fundo do mar ao longo deste ramo podem ser atribuídas à infeliz orientação de poucos perfis publicados quase paralelos às cristas de dorsal. Um recurso tectônico incipiente, possivelmente um arco insular nascente, pode estar associado a uma zona sísmica no nordeste do Oceano Índico entre Ceilão e a Austrália. A grande largura da zona de abalos superficiais, a abundância relativa de terremotos maiores que magnitude 7 e a ausência de características topográficas observadas associadas à zona sísmica são indicativas de um recurso tectônico nascente que pode estar relacionado a uma diminuição ou mudança no movimento relativo entre a placa Indo-Australiana e a placa Euroasiática, possivelmente como resultado de colisão continental. Outras interpretações da tectônica desta zona incomum também são discutidas. Independentemente de sua significância tectônica, esta zona merece estudo adicional, pois é a região mais sismicamente ativa nos oceanos que não foi identificada como uma dorsal, um arco ou uma falha transformante. Os resultados das relocalizações e outros dados pertinentes são fornecidos em um apêndice separado, que está disponível em microfilme junto com o artigo inteiro. Encomende na American Geophysical Union, Suite 435, 2100 Pennsylvania Ave., N.W., Washington, D.C. 20037. Documento J 70-003; $1,00. O pagamento deve acompanhar a encomenda.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb075i026p05041",
    doi = "10.1029/jb075i026p05041",
    openalex = "W2134766173"
}

Uma análise região por região de 204 soluções confiáveis de mecanismos focais para terremotos de profundidade e profundidade intermediária apoia fortemente a ideia de que porções da litosfera que descem no manto são guias de tensão semelhantes a placas que alinham as tensões geradoras de terremotos paralelas às zonas sísmicas inclinadas. Em profundidades intermediárias, tensões extensionais paralelas à mergulhamento da zona são predominantes em zonas caracterizadas por lacunas na sismicidade em função da profundidade ou pela ausência de terremotos profundos. Tensões compressivas paralelas ao mergulhamento da zona são prevalentes em toda parte onde a zona existe abaixo de aproximadamente 300 km. Estes resultados indicam que a litosfera afunda na astenosfera sob seu próprio peso, mas encontra resistência ao seu movimento descendente abaixo de aproximadamente 300 km. Resultados adicionais indicam contorções e rupturas das placas descendentes; no entanto, tensões atribuíveis à flexão simples das placas não parecem ser importantes na geração de terremotos subcrostais. Este resumo, destinado a ser abrangente, inclui quase todas as soluções obtíveis da Rede Mundial de Sismógrafos Padronizados (WWSSN) para o período de 1962 até parte de 1968, mais uma seleção de soluções confiáveis de eventos anteriores a 1962, e inclui dados de quase todas as regiões do mundo onde terremotos ocorrem no manto. O modelo de duplo acoplamento ou deslocamento de cisalhamento do mecanismo da fonte é adequado para todos os dados.

@article{doi101029rg009i001p00103,
    author = "Isacks, Bryan L. e Molnár, Péter",
    title = "Distribuição de tensões na litosfera descendente a partir de um inquérito global de soluções de mecanismos focais de terremotos do manto",
    year = "1971",
    journal = "Reviews of Geophysics",
    abstract = "Uma análise região por região de 204 soluções confiáveis de mecanismos focais para terremotos de profundidade e profundidade intermediária apoia fortemente a ideia de que porções da litosfera que descem no manto são guias de tensão semelhantes a placas que alinham as tensões geradoras de terremotos paralelas às zonas sísmicas inclinadas. Em profundidades intermediárias, tensões extensionais paralelas ao mergulhamento da zona são predominantes em zonas caracterizadas por lacunas na sismicidade em função da profundidade ou pela ausência de terremotos profundos. Tensões compressivas paralelas ao mergulhamento da zona são prevalentes em toda parte onde a zona existe abaixo de aproximadamente 300 km. Estes resultados indicam que a litosfera afunda na astenosfera sob seu próprio peso, mas encontra resistência ao seu movimento descendente abaixo de aproximadamente 300 km. Resultados adicionais indicam contorções e rupturas das placas descendentes; no entanto, tensões atribuíveis à flexão simples das placas não parecem ser importantes na geração de terremotos subcrostais. Este resumo, destinado a ser abrangente, inclui quase todas as soluções obtíveis da Rede Mundial de Sismógrafos Padronizados (WWSSN) para o período de 1962 até parte de 1968, mais uma seleção de soluções confiáveis de eventos anteriores a 1962, e inclui dados de quase todas as regiões do mundo onde terremotos ocorrem no manto. O modelo de duplo acoplamento ou deslocamento de cisalhamento do mecanismo da fonte é adequado para todos os dados.",
    url = "https://doi.org/10.1029/rg009i001p00103",
    doi = "10.1029/rg009i001p00103",
    openalex = "W2127454332",
    references = "doi101029jb073i006p01959, doi101029jb073i012p03661, doi101029jb073i018p05855, doi101029jb073i022p07089, doi101029jz070i016p03965, doi1010382161276a0, doi101038224125a0, doi101038226239a0, doi101111j1365246x1969tb00259x, doi101130001676061969801639totcam20co2, doi101785bssa0590010369, doi1023071790758, doi102307211302, openalexw623436458"
}

Levantamentos de fluxo de calor espaçados de forma próxima em quatro locais nas margens da Dorsal Central do Oceano Índico e da Dorsal Sudoeste do Oceano Índico delineiam um padrão de fluxo de calor oscilatório que só pode resultar da convecção celular da água do fundo oceânico através da crosta oceânica e dos sedimentos sobrejacentes. Essas células têm um comprimento de onda de 5 a 10 quilômetros e estão atualmente ativas no fundo do mar de 18 x 10(6), 25 x 10(6) e 45 x 10(6) anos do Bacia de Crozet e no fundo do mar de 55 x 10(6) anos do Bacia de Madagascar. A medição precisa de perfis de temperatura não lineares torna possível calcular os componentes de transferência de calor condutiva e convectiva através do fundo do mar. Mesmo nos locais mais antigos, a convecção geotérmica continua sendo um componente majoritário da transferência de calor através tanto da crosta quanto das camadas sedimentares. Essas observações, juntamente com os resultados de estudos geotérmicos oceânicos anteriores, indicam que mais de um terço da área total da superfície do fundo do mar do mundo contém atualmente convecção geotérmica ativa que é celular em forma de plano.

@article{doi101126science2044395828,
    author = "Anderson, Roger N. e Hobart, Michael A. e Langseth, Marcus G.",
    title = "Convecção Geotérmica através da Crosta e Sedimentos Oceânicos no Oceano Índico",
    year = "1979",
    journal = "Science",
    abstract = "Levantamentos de fluxo de calor espaçados de forma próxima em quatro locais nas margens da Dorsal Central do Oceano Índico e da Dorsal Sudoeste do Oceano Índico delineiam um padrão de fluxo de calor oscilatório que só pode resultar da convecção celular da água do fundo oceânico através da crosta oceânica e dos sedimentos sobrejacentes. Essas células têm um comprimento de onda de 5 a 10 quilômetros e estão atualmente ativas no fundo do mar de 18 x 10(6), 25 x 10(6) e 45 x 10(6) anos do Bacia de Crozet e no fundo do mar de 55 x 10(6) anos do Bacia de Madagascar. A medição precisa de perfis de temperatura não lineares torna possível calcular os componentes de transferência de calor condutiva e convectiva através do fundo do mar. Mesmo nos locais mais antigos, a convecção geotérmica continua sendo um componente majoritário da transferência de calor através tanto da crosta quanto das camadas sedimentares. Essas observações, juntamente com os resultados de estudos geotérmicos oceânicos anteriores, indicam que mais de um terço da área total da superfície do fundo do mar do mundo contém atualmente convecção geotérmica ativa que é celular em forma de plano.",
    url = "https://doi.org/10.1126/science.204.4395.828",
    doi = "10.1126/science.204.4395.828",
    openalex = "W2038213979"
}

Um modelo de primeira ordem de centros de espalhamento como fronteiras lineares idealizadas de geração crustal e litosférica fornece apenas uma compreensão grosseira da cinemática de placas em escala global. À medida que tentamos compreender a complexidade da estrutura crustal e litosférica de dois terços da superfície da Terra, torna-se cada vez mais necessário estudar os processos tectônicos, vulcânicos e hidrotermais dentro da zona de fronteira de placa do centro de espalhamento. Toda a crosta oceânica carrega a marca desses processos. Esta revisão foca em alguns tópicos selecionados concernentes à tectônica e geofísica em escala fina da zona axial ativa de dorsais oceânicas, com referência aos processos vulcânicos e hidrotermais associados. Ela se apoia fortemente em estudos recentes que utilizam pacotes de instrumentos arrastados profundamente, mapeamento batimétrico de feixe múltiplo, instrumentos no fundo do oceano e o ALVIN (por exemplo, as expedições Famous, AMAR, RISE e Galápagos). Começamos com uma revisão da estrutura em grande escala dos centros de espalhamento. Em seguida, analisamos de perto a zona neovulcânica axial e avançamos afastando-se do eixo através das zonas tectônicas ativas. Em seguida, consideramos as características da câmara magmática axial e a atividade hidrotermal associada, bem como a geração de faixas de anomalia magnética e suas implicações para a geração crustal. Uma de nossas descobertas é que o modelo inicial bidimensional das zonas vulcânicas e tectônicas deve ser expandido para permitir variações

@article{doi101146annurevea10050182001103,
    author = "Macdonald, Ken C.",
    title = "Mid-Ocean Ridges: Fine Scale Tectonic, Volcanic and Hydrothermal Processes Within the Plate Boundary Zone",
    year = "1982",
    journal = "Annual Review of Earth and Planetary Sciences",
    abstract = "Um modelo de primeira ordem de centros de espalhamento como fronteiras lineares idealizadas de geração crustal e litosférica fornece apenas uma compreensão grosseira da cinemática de placas em escala global. À medida que tentamos compreender a complexidade da estrutura crustal e litosférica de dois terços da superfície da Terra, torna-se cada vez mais necessário estudar os processos tectônicos, vulcânicos e hidrotermais dentro da zona de fronteira de placa do centro de espalhamento. Toda a crosta oceânica carrega a marca desses processos. Esta revisão foca em alguns tópicos selecionados concernentes à tectônica e geofísica em escala fina da zona axial ativa de dorsais oceânicas, com referência aos processos vulcânicos e hidrotermais associados. Ela se apoia fortemente em estudos recentes que utilizam pacotes de instrumentos arrastados profundamente, mapeamento batimétrico de feixe múltiplo, instrumentos no fundo do oceano e o ALVIN (por exemplo, as expedições Famous, AMAR, RISE e Galápagos). Começamos com uma revisão da estrutura em grande escala dos centros de espalhamento. Em seguida, analisamos de perto a zona neovulcânica axial e avançamos afastando-se do eixo através das zonas tectônicas ativas. Em seguida, consideramos as características da câmara magmática axial e a atividade hidrotermal associada, bem como a geração de faixas de anomalia magnética e suas implicações para a geração crustal. Uma de nossas descobertas é que o modelo inicial bidimensional das zonas vulcânicas e tectônicas deve ser expandido para permitir variações",
    url = "https://doi.org/10.1146/annurev.ea.10.050182.001103",
    doi = "10.1146/annurev.ea.10.050182.001103",
    openalex = "W2068641796",
    references = "doi101007bf00285656, doi1010160012821x80901636, doi1010160012821x81900418, doi101029jb081i014p02490, doi101029jb084ib10p05407, doi101029rg013i001p00057, doi101111j1365246x1970tb06087x, doi101126science20343851073, doi10113000167606197788507matoti20co2, sykes1967mechanism"
}

Relatamos hipocentros e mecanismos focais de sismos microscópicos localizados por uma rede sísmica de fundo oceânico implantada no vale médio do Cristal Médio‐Atlântico próximo a 23°N durante um período de 3 semanas no início de 1982. A rede consistia em sete hidrofones de fundo oceânico e três sismômetros de fundo oceânico de três componentes. As coordenadas dos instrumentos foram determinadas acusticamente com precisão de até 25 m no nível de confiança de 1 desvio padrão. Os parâmetros hipocentrais dos 26 maiores sismos microscópicos são relatados; 18 desses eventos possuem epicentros e profundidades focais que são resolúveis com erro formal de ±1 km no nível de confiança de 95%. Sismos microscópicos ocorrem sob o piso interno do vale médio e possuem profundidades focais geralmente entre 5 e 8 km abaixo do fundo do mar. Soluções compostas de planos de falha para dois grupos espacialmente relacionados de sismos microscópicos sob o piso interno indicam falhamento normal ao longo de planos de falha que mergulham em ângulos de 30° ou mais; essas soluções são semelhantes aos mecanismos de grandes terremotos próximos. Sismos microscópicos também ocorrem sob as montanhas internas do rift oriental íngreme. Os terremotos de montanha do rift possuem profundidades focais nominais de 5–7 km e epicentros tão distantes quanto 10–15 km do centro do vale médio, mas esses hipocentros possuem maiores incertezas devido aos possíveis efeitos de grande relevo topográfico e heterogeneidade lateral associada na estrutura de velocidade. Interpretamos a distribuição de profundidade e os mecanismos de fonte desses sismos microscópicos como indicando que este segmento do eixo do crista está sofrendo falha frágil sob extensão até uma profundidade de pelo menos 7–8 km. Inferimos que toda a coluna crustal foi resfriada para temperaturas dentro do campo de comportamento frágil e que tempo significativo se passou desde o episódio mais recente de atividade vulcânica ou magmática rasa ao longo deste segmento do crista.

@article{doi101029jb090ib07p05443,
    author = "Toomey, D. R. and Solomon, Sean C. and Purdy, G. M. and Murray, M. H.",
    title = "Sismos microscópicos sob o Vale Médio do Cristal Médio‐Atlântico próximo a 23°N: Hipocentros e mecanismos focais",
    year = "1985",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Relatamos hipocentros e mecanismos focais de sismos microscópicos localizados por uma rede sísmica de fundo oceânico implantada no vale médio do Cristal Médio‐Atlântico próximo a 23°N durante um período de 3 semanas no início de 1982. A rede consistia em sete hidrofones de fundo oceânico e três sismômetros de fundo oceânico de três componentes. As coordenadas dos instrumentos foram determinadas acusticamente com precisão de até 25 m no nível de confiança de 1 desvio padrão. Os parâmetros hipocentrais dos 26 maiores sismos microscópicos são relatados; 18 desses eventos possuem epicentros e profundidades focais que são resolúveis com erro formal de ±1 km no nível de confiança de 95\%. Sismos microscópicos ocorrem sob o piso interno do vale médio e possuem profundidades focais geralmente entre 5 e 8 km abaixo do fundo do mar. Soluções compostas de planos de falha para dois grupos espacialmente relacionados de sismos microscópicos sob o piso interno indicam falhamento normal ao longo de planos de falha que mergulham em ângulos de 30° ou mais; essas soluções são semelhantes aos mecanismos de grandes terremotos próximos. Sismos microscópicos também ocorrem sob as montanhas internas do rift oriental íngreme. Os terremotos de montanha do rift possuem profundidades focais nominais de 5–7 km e epicentros tão distantes quanto 10–15 km do centro do vale médio, mas esses hipocentros possuem maiores incertezas devido aos possíveis efeitos de grande relevo topográfico e heterogeneidade lateral associada na estrutura de velocidade. Interpretamos a distribuição de profundidade e os mecanismos de fonte desses sismos microscópicos como indicando que este segmento do eixo do crista está sofrendo falha frágil sob extensão até uma profundidade de pelo menos 7–8 km. Inferimos que toda a coluna crustal foi resfriada para temperaturas dentro do campo de comportamento frágil e que tempo significativo se passou desde o episódio mais recente de atividade vulcânica ou magmática rasa ao longo deste segmento do crista.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb090ib07p05443",
    doi = "10.1029/jb090ib07p05443",
    openalex = "W2118300017"
}

Determinamos os mecanismos de fonte (orientação de acoplamento duplo, momento, profundidade do centróide, função de tempo de fonte) de 14 terremotos na Dorsal do Atlântico Central setentrional (0°–72°N) a partir da inversão de formas de onda de longo período P e SH. Os terremotos são caracterizados por falhamento normal quase puro em planos de falha que mergulham a cerca de 45° e mergulham paralelamente à tendência local do eixo da dorsal. Os momentos variam de 3 a 15×10 24 dyn cm, e as funções de tempo de fonte são todas de forma simples. As formas de onda P e S para todos os terremotos podem ser bem ajustadas usando valores convencionais para t * (1 e 4 s, respectivamente). Todos esses terremotos são muito rasos; as profundidades do centróide variam entre 1,2 e 3,1 km abaixo do fundo do mar. As ondas P desses terremotos mostram fortes reverberações da coluna de água, sugerindo que a ruptura da falha estendeu-se até o fundo do mar. O período predominante dessas reverberações restringe a profundidade da água na região epicentral. Com base na profundidade da água estimada e na localização epicentral, pode-se mostrar que todos esses terremotos ocorreram abaixo do piso interno do vale médio. As profundidades do centróide não mostram correlação com a taxa de espalhamento ou o momento sísmico. Sob a suposição de que a profundidade do centróide marca a profundidade média do deslizamento da falha, o falhamento dos terremotos estendeu-se a profundidades de 2–6 km para esses eventos.

@article{doi101029jb091ib01p00579,
    author = "Huang, Paul Y. e Solomon, Sean C. e Bergman, Eric e Nábělek, J.",
    title = "Profundidades focais e mecanismo de terremotos da Dorsal do Atlântico Central a partir da inversão de formas de onda de corpo",
    year = "1986",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Determinamos os mecanismos de fonte (orientação de acoplamento duplo, momento, profundidade do centróide, função de tempo de fonte) de 14 terremotos na Dorsal do Atlântico Central setentrional (0°–72°N) a partir da inversão de formas de onda de longo período P e SH. Os terremotos são caracterizados por falhamento normal quase puro em planos de falha que mergulham a cerca de 45° e mergulham paralelamente à tendência local do eixo da dorsal. Os momentos variam de 3 a 15×10 24 dyn cm, e as funções de tempo de fonte são todas de forma simples. As formas de onda P e S para todos os terremotos podem ser bem ajustadas usando valores convencionais para t * (1 e 4 s, respectivamente). Todos esses terremotos são muito rasos; as profundidades do centróide variam entre 1,2 e 3,1 km abaixo do fundo do mar. As ondas P desses terremotos mostram fortes reverberações da coluna de água, sugerindo que a ruptura da falha estendeu-se até o fundo do mar. O período predominante dessas reverberações restringe a profundidade da água na região epicentral. Com base na profundidade da água estimada e na localização epicentral, pode-se mostrar que todos esses terremotos ocorreram abaixo do piso interno do vale médio. As profundidades do centróide não mostram correlação com a taxa de espalhamento ou o momento sísmico. Sob a suposição de que a profundidade do centróide marca a profundidade média do deslizamento da falha, o falhamento dos terremotos estendeu-se a profundidades de 2–6 km para esses eventos.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb091ib01p00579",
    doi = "10.1029/jb091ib01p00579",
    openalex = "W2070406202",
    references = "doi1010160040195181901311, doi101029jb073i018p05855, doi101029jb083ib11p05331, doi101029jb084ib11p06140, doi101029jb091ib14p13993, doi101029jz067i013p05279, doi101029me004p0001, doi101111j1365246x1958tb00033x, doi10150830000033586, doi101785bssa0650051073, openalexw1579868249, sykes1967mechanism"
}

Como parte de um estudo global das características de origem e implicações tectônicas de grandes terremotos em cristas médio-oceânicas, relatamos as profundidades focais e os mecanismos dos seis maiores terremotos que ocorreram nos últimos 20 anos no sistema da crista médio-oceânica do Ártico. Para cada terremoto, invertemos as formas de onda de longo período P e SH para estimar os parâmetros da fonte pontual de melhor ajuste, incluindo momento sísmico, profundidade do centróide, orientação da fonte de acoplamento duplo e função de tempo da fonte. Três dos terremotos ocorreram no centro de espalhamento oceânico na Bacia Eurasiática, ao longo de segmentos de crista que se espalham a taxas de metade de 4–6 mm/ano. Estes eventos têm mecanismos muito semelhantes aos dos terremotos da crista da crista na Crista Médio-Atlântica: falhamento normal quase puro em planos que mergulham a aproximadamente 45° e mergulham paralelos ao eixo da falha, momentos de 4–5 × 10 24 dyn cm, profundidades do centróide de 1–2 km abaixo do fundo do mar e profundidades da água (inferidas do período predominante das reverberações da coluna de água) apropriadas para locais epicentrais dentro do vale médio. Os três terremotos restantes, também caracterizados por falhamento normal, estão associados à continuação da fronteira de placas divergentes (taxa de metade de 2–3 mm/ano) sobre a plataforma continental do Mar de Laptev, onde a crosta torna-se de natureza transitória. Um dos maiores terremotos de centro de espalhamento conhecidos (25 de agosto de 1964, M 0 = 1 × 10 26 dyn cm) ocorreu onde a crista oceânica intersecta a borda externa da inclinação continental. A inversão de formas de onda para este evento pode resolver a ruptura unilateral de norte a sul (para o interior) ao longo de uma falha com pelo menos 30 km de comprimento. A profundidade do centróide preferida é de 5 km abaixo do fundo do mar em material crustal com uma velocidade de cisalhamento anormalmente baixa, mas uma profundidade do centróide tão grande quanto 15 km não pode ser descartada. Dois terremotos abaixo da plataforma continental têm profundidades do centróide significativamente maiores (10–20 km) do que os terremotos de crista médio-oceânica, indicando um regime frágil mais espesso e uma estrutura térmica mais fria do que o típico de centros de espalhamento oceânicos. O ambiente tectônico destes eventos é mais representativo de litosfera continental rifada do que de uma crista médio-oceânica.

@article{doi101029jb091ib14p13993,
    author = "Jemsek, John P. e Bergman, Eric e Nábělek, J. e Solomon, Sean C.",
    title = "Profundidades focais e mecanismos de grandes terremotos no Sistema da Crista Médio-Oceânica do Ártico",
    year = "1986",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Como parte de um estudo global das características de origem e implicações tectônicas de grandes terremotos em cristas médio-oceânicas, relatamos as profundidades focais e os mecanismos dos seis maiores terremotos que ocorreram nos últimos 20 anos no sistema da crista médio-oceânica do Ártico. Para cada terremoto, invertemos as formas de onda de longo período P e SH para estimar os parâmetros da fonte pontual de melhor ajuste, incluindo momento sísmico, profundidade do centróide, orientação da fonte de acoplamento duplo e função de tempo da fonte. Três dos terremotos ocorreram no centro de espalhamento oceânico na Bacia Eurasiática, ao longo de segmentos de crista que se espalham a taxas de metade de 4–6 mm/ano. Estes eventos têm mecanismos muito semelhantes aos dos terremotos da crista da crista na Crista Médio-Atlântica: falhamento normal quase puro em planos que mergulham a aproximadamente 45° e mergulham paralelos ao eixo da falha, momentos de 4–5 × 10 24 dyn cm, profundidades do centróide de 1–2 km abaixo do fundo do mar e profundidades da água (inferidas do período predominante das reverberações da coluna de água) apropriadas para locais epicentrais dentro do vale médio. Os três terremotos restantes, também caracterizados por falhamento normal, estão associados à continuação da fronteira de placas divergentes (taxa de metade de 2–3 mm/ano) sobre a plataforma continental do Mar de Laptev, onde a crosta torna-se de natureza transitória. Um dos maiores terremotos de centro de espalhamento conhecidos (25 de agosto de 1964, M 0 = 1 × 10 26 dyn cm) ocorreu onde a crista oceânica intersecta a borda externa da inclinação continental. A inversão de formas de onda para este evento pode resolver a ruptura unilateral de norte a sul (para o interior) ao longo de uma falha com pelo menos 30 km de comprimento. A profundidade do centróide preferida é de 5 km abaixo do fundo do mar em material crustal com uma velocidade de cisalhamento anormalmente baixa, mas uma profundidade do centróide tão grande quanto 15 km não pode ser descartada. Dois terremotos abaixo da plataforma continental têm profundidades do centróide significativamente maiores (10–20 km) do que os terremotos de crista médio-oceânica, indicando um regime frágil mais espesso e uma estrutura térmica mais fria do que o típico de centros de espalhamento oceânicos. O ambiente tectônico destes eventos é mais representativo de litosfera continental rifada do que de uma crista médio-oceânica.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb091ib14p13993",
    doi = "10.1029/jb091ib14p13993",
    openalex = "W1975000436",
    references = "doi101007bf00300398, doi1010160012821x78900717, doi101029jb073i018p05855, doi101029jb083ib11p05331, doi101029jb084ib03p01071, doi101029jb088ib05p04183, doi101029jb090ib08p06709, doi10113000167606197283619ssitna20co2, openalexw1579868249, sykes1967mechanism"
}

Determinamos as profundidades dos centroides e os mecanismos das fontes de 12 grandes terremotos em falhas transformantes do nordeste do Dorsal Médio Atlântico a partir de uma inversão de formas de onda de ondas corporais de longo período. Os terremotos ocorreram nas falhas Gibbs, Oceanographer, Hayes, Kane, 15°20′ e Vema. Também estimamos a extensão da profundidade da falhamento durante cada terremoto a partir da profundidade do centroide e da largura da falha. Para cinco das falhas transformantes, as profundidades dos centroides dos terremotos situam-se na faixa de 7–10 km abaixo do fundo do mar, e a profundidade máxima do falhamento sísmico é de 14–20 km. Com base em uma comparação com um modelo térmico simples para falhas transformantes, essa profundidade máxima de comportamento sísmico corresponde a uma temperatura nominal de 900° ± 100°C. Em contraste, a temperatura nominal que limita a profundidade máxima do falhamento durante terremotos intraplaca oceânicos com mecanismos de falha transversal é de 700° ± 100°C. A diferença nessas temperaturas limitantes pode ser atribuída às diferentes taxas de deformação que caracterizam os ambientes de falhas intraplaca e transformantes. Três grandes terremotos na falha transformante 15°20′ possuem profundidades de centroides mais rasas de 4–5 km e uma profundidade máxima de falhamento sísmico de 10 km, correspondendo a uma temperatura limitante de 600°C. A extensão mais rasa do comportamento sísmico ao longo da falha transformante 15°20′ pode estar relacionada a um episódio recente de extensão através da falha transformante associado à migração para o norte da junção tripla entre as placas Norte-Americana, Sul-Americana e Africana até sua posição atual próxima à falha transformante. Os mecanismos das fontes para todos os eventos neste estudo exibem o movimento de falha transversal esperado para terremotos de falhas transformantes; os azimutes dos vetores de deslizamento concordam dentro de 2°–3° do mergulho local da zona de falhamento ativo. As únicas anomalias no mecanismo foram para dois terremotos próximos à extremidade oeste da falha transformante Vema, que ocorreram em planos de falha significativamente não verticais. Falhamento secundário, ocorrendo seja precursor ou próximo ao final do episódio principal de ruptura de falha transversal, foi observado para cinco dos 12 terremotos. Para três eventos, o falhamento secundário foi caracterizado por movimento reverso em planos de falha que mergulham oblíquamente à tendência da falha transformante. Em todos os três casos, o local do falhamento reverso secundário está próximo a um jog compressivo no traço atual da zona ativa de falha transformante. Não encontramos evidências para apoiar as conclusões de Engeln, Wiens e Stein de que as falhas transformantes oceânicas em geral são ou mais quentes do que o esperado de modelos térmicos simples ou mais fracas do que a litosfera oceânica normal.

@article{doi101029jb093ib08p09027,
    author = "Bergman, Eric and Solomon, Sean C.",
    title = "Terremotos de falha transformante no Atlântico Norte: mecanismos de origem e profundidade da falhamento",
    year = "1988",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Determinamos as profundidades dos centroides e os mecanismos de origem de 12 grandes terremotos em falhas transformantes do Cráton do Atlântico Central Setentrional a partir de uma inversão de formas de onda de ondas corporais de longo período. Os terremotos ocorreram nas falhas transformantes Gibbs, Oceanographer, Hayes, Kane, 15°20′ e Vema. Estimamos também a extensão da profundidade do falhamento durante cada terremoto a partir da profundidade do centroide e da largura da falha. Para cinco das falhas transformantes, as profundidades dos centroides dos terremotos situam-se na faixa de 7–10 km abaixo do fundo do mar, e a profundidade máxima do falhamento sísmico é de 14–20 km. Com base numa comparação com um modelo térmico simples para falhas transformantes, esta profundidade máxima de comportamento sísmico corresponde a uma temperatura nominal de 900° ± 100°C. Em contraste, a temperatura nominal que limita a profundidade máxima do falhamento durante terremotos intraplaca oceânicos com mecanismos de falha transversal é de 700° ± 100°C. A diferença nestas temperaturas limitantes pode ser atribuída às diferentes taxas de deformação que caracterizam os ambientes intraplaca e de falhas transformantes. Três grandes terremotos na falha transformante 15°20′ têm profundidades de centroides mais rasas de 4–5 km e uma profundidade máxima de falhamento sísmico de 10 km, correspondendo a uma temperatura limitante de 600°C. A extensão mais rasa do comportamento sísmico ao longo da falha transformante 15°20′ pode estar relacionada a um episódio recente de extensão através da falha transformante associado à migração norte da junção tripla entre as placas Norte-Americana, Sul-Americana e Africana para a sua posição atual perto da falha transformante. Os mecanismos de origem para todos os eventos neste estudo exibem o movimento de falha transversal esperado para terremotos de falhas transformantes; os azimutes dos vetores de deslizamento concordam dentro de 2°–3° com a direção local da zona de falhamento ativo. As únicas anomalias no mecanismo foram para dois terremotos perto da extremidade ocidental da falha transformante Vema, que ocorreram em planos de falha significativamente não verticais. Falhamento secundário, ocorrendo quer precursório quer perto do fim do episódio principal de ruptura de falha transversal, foi observado para cinco dos 12 terremotos. Para três eventos, o falhamento secundário foi caracterizado por movimento reverso em planos de falha que incidem oblíquamente à tendência da falha transformante. Em todos os três casos, o local do falhamento reverso secundário está perto de um jog compressivo no traço atual da zona ativa de falha transformante. Não encontramos evidência para apoiar as conclusões de Engeln, Wiens e Stein de que as falhas transformantes oceânicas em geral são ou mais quentes do que o esperado a partir de modelos térmicos simples ou mais fracas do que a litosfera oceânica normal.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb093ib08p09027",
    doi = "10.1029/jb093ib08p09027",
    openalex = "W2163562760",
    references = "doi1010160031920181900467, doi101029jb082i005p00803, doi101029jb083ib11p05331, doi101029jb085ib11p06248, doi101029jb088ib05p04183, doi101029jb091ib01p00579, doi101029jb091ib14p13993, doi101111j1365246x1979tb02567x, doi101130dnaggnam351, doi101785bssa0650051073, doi101785bssa0720010151, openalexw1579868249"
}

As soluções de plano de falha de terremotos dentro e nas margens da Plataforma Tibetana mostram estilos diversos de falhamento e deformação, com falhamento de empurrão e encurtamento crustal normais às margens da plataforma e com falhamento normal e de deslizamento lateral resultando em extensão crustal aproximadamente leste-oeste dentro da plataforma. A direção do empurrão do Himalaia sobre o Escudo Indiano é radialmente para fora, variando do sudoeste no Himalaia ocidental ao sudeste-sul no leste. Assumindo que o Escudo Indiano se comporta rigidamente, isso requer uma divergência noroeste-oeste do Tibete ocidental em relação ao Tibete sudeste a uma taxa de 18 ± 9 mm/ano, comparável à taxa de convergência no Himalaia. As soluções de plano de falha de terremotos na porção sul da Plataforma Tibetana consistentemente mostram grandes componentes de falhamento normal em planos com mergulho aproximadamente norte e corroboram tal extensão. Dentro da alta plataforma, onde as elevações excedem 5000 m, ocorrem falhamento normal e de deslizamento lateral de modo que uma extensão geral leste-sudeste-oeste-noroeste da região (cerca de 10 mm/ano) é particionada em partes aproximadamente iguais de afinamento crustal e encurtamento crustal nordeste-sudoeste (cerca de 5 mm/ano). Em geral, o falhamento de deslizamento lateral caracteriza as soluções para terremotos dentro do Tibete leste, onde as elevações médias caem abaixo de 4500-5000 m, mas as orientações das falhas de deslizamento lateral variam pela região. No Tibete central, o deslizamento inverso esquerdo ocorre em planos com mergulho aproximadamente nordeste, mas para terremotos mais a leste, as orientações desse plano tornam-se progressivamente leste-oeste e depois sudeste. Essa variação na orientação implica uma rotação de material ao longo de zonas de cisalhamento inverso esquerdo curvas. Assim, a extrusão para leste do Tibete parece ser facilitada não apenas pelo cisalhamento inverso esquerdo rápido, mas também por grandes rotações horárias do material no Tibete leste. A taxa de extrusão para leste do material no Tibete leste, em relação à Bacia de Tarim ao norte, é aproximadamente 30-40 mm/ano. As soluções de plano de falha de terremotos nas margens norte e leste do Tibete mostram grandes componentes de falhamento de empurrão, com os eixos P, orientados radialmente para fora da plataforma e aproximadamente perpendiculares aos contornos topográficos regionais da plataforma. A orientação desse encurtamento crustal é nordeste-sudoeste na margem nordeste, leste-oeste na margem leste e noroeste-sudeste no Longmenshan na margem sudeste. Assim, pelo menos parte da extrusão do Tibete leste da rota para norte da Índia para a Ásia é absorvida pelo encurtamento crustal nas margens da plataforma. A variação do falhamento normal na alta Plataforma Tibetana, onde as elevações excedem 5000 m, para predominantemente falhamento de deslizamento lateral mais a leste onde as elevações são menores, e depois para falhamento de empurrão nas margens da plataforma, onde as elevações caem abaixo de 3000 m, certamente resulta, pelo menos em parte, de uma diminuição no valor do tensão vertical: a magnitude da tensão compressiva leste-oeste não precisa variar pela plataforma.

@article{doi101111j1365246x1989tb02020x,
    author = "Molnár, Péter e Lyon‐Caen, H.",
    title = "Soluções de planos de falha de terremotos e tectônica ativa da Planície do Tibete e suas margens",
    year = "1989",
    journal = "Geophysical Journal International",
    abstract = "A R Y As soluções de planos de falha de terremotos dentro e nas margens da Planície do Tibete mostram diversos estilos de falhamento e deformação, com falhamento empurrante e encurtamento crustal normais às margens da planície e com falhamento normal e de cisalhamento resultando em extensão crustal aproximadamente leste-oeste dentro da planície. A direção do empurramento do Himalaia sobre o Escudo Indiano é radialmente para fora, variando do sudoeste no Himalaia ocidental ao sudeste-sul no leste. Assumindo que o Escudo Indiano se comporta rigidamente, isso requer uma divergência noroeste-oeste do Tibete ocidental em relação ao Tibete sudeste a uma taxa de 18f 9 mm/ano, comparável à taxa de convergência no Himalaia. As soluções de planos de falha de terremotos na porção sul da Planície do Tibete consistentemente mostram grandes componentes de falhamento normal em planos com aproximadamente orientação norte e corroboram tal extensão. Dentro da alta planície, onde as elevações excedem 5000m, ocorrem falhamento normal e de cisalhamento de modo que uma extensão geral leste-sudeste-oeste-noroeste da região (cerca de 10 mm/ano) é particionada em partes aproximadamente iguais de afinamento crustal e encurtamento crustal nordeste-nordeste-sul-sudoeste (cerca de 5 mm/ano). Em geral, o falhamento de cisalhamento caracteriza as soluções para terremotos dentro do Tibete oriental, onde as elevações médias caem abaixo de 4500-5000 m, mas as orientações das falhas de cisalhamento variam pela região. No Tibete central, o deslizamento lateral esquerdo ocorre em planos com tendência aproximadamente nordeste, mas para terremotos mais a leste, as orientações desse plano tornam-se progressivamente leste-oeste e depois sudeste. Essa variação na orientação implica uma rotação de material ao longo de zonas de cisalhamento lateral esquerdo curvas. Assim, a extrusão para leste do Tibete parece ser facilitada não apenas pelo cisalhamento lateral esquerdo rápido, mas também por grandes rotações horárias do material no Tibete oriental. A taxa de extrusão para leste do material no Tibete oriental, em relação à Bacia do Tarim ao norte, é aproximadamente 30-40 mm/ano. As soluções de planos de falha de terremotos nas margens norte e leste do Tibete mostram grandes componentes de falhamento empurrante, com os eixos P, orientados radialmente para fora da planície e aproximadamente perpendiculares aos contornos topográficos regionais da planície. A orientação desse encurtamento crustal é nordeste-sudoeste na margem nordeste, leste-oeste na margem leste e noroeste-sudeste no Longmenshan na margem sudeste. Assim, pelo menos parte da extrusão do Tibete oriental fora do caminho para o norte da Índia para a Ásia é absorvida pelo encurtamento crustal nas margens da planície. A variação do falhamento normal na alta Planície do Tibete, onde as elevações excedem 5000 m, para predominantemente falhamento de cisalhamento mais a leste onde as elevações são menores, e depois para falhamento empurrante nas margens da planície, onde as elevações caem abaixo de 3000 m, certamente resulta, pelo menos em parte, de uma diminuição no valor do estresse vertical: a magnitude do estresse compressivo leste-oeste não precisa variar pela planície.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-246x.1989.tb02020.x",
    doi = "10.1111/j.1365-246x.1989.tb02020.x",
    openalex = "W2151474583",
    references = "doi101029jz067i013p05279"
}

Resumo As Cristas SW Indian e American-Antarctic são duas das cristas oceânicas de espalhamento mais lentas do mundo (menos de 1 cm a −1), tornando-se os membros de baixa taxa para o fornecimento de magma de cristas oceânicas. Dois terços das rochas arrastadas nos numerosos grandes transformações deslocadas ao longo das cristas são peridotitos de manto residual. Rochas gabróicas, no entanto, representando a camada 3 e possíveis câmaras paleo-magma são raras. Isso sugere uma estrutura crustal altamente segmentada, com crosta anormalmente fina perto das zonas de fratura que pode consistir apenas em uma fina camada de basalto em almofada erupcionado sobre peridotito de manto. Os peridotitos arrastados sofreram altos graus de fusão, abrangendo a faixa considerada para produzir basalto abissal. Suas composições empobrecidas mostram que o derretimento foi quase totalmente removido. Ao mesmo tempo, os basaltos espacialmente associados têm uma grande variedade de composições, semelhantes às das vales de rift, exigindo cristalização fracionada extensiva em nível rasos. Como há pouca evidência para câmaras de magma nessas zonas de fratura, conclui-se que os derretimentos formados no manto subjacente fluíram lateralmente através do manto sob a crosta em direção a um centro magmático no ponto médio de um segmento de crista adjacente. O magma foi então intrudido posteriormente ao longo do sistema de fissuras do vale de rift do centro magmático para erupcionar no chão da zona de fratura. Alternativamente, o derretimento foi drenado de um diapiro de manto sob o ponto médio de um segmento de crista, antes do fluxo lateral do peridotito residual sob o eixo da crista para a zona de fratura. Esses processos sugerem um comportamento da camada parcialmente fundida sob as cristas oceânicas análogo à instabilidade de fluido de Rayleigh-Taylor, onde uma camada de fluido leve e menos viscosa flutuando para cima em um meio mais denso torna-se instável e drena em pontos regularmente espaçados em protuberâncias que sobem rapidamente para a superfície. Evidências para tal fluxo de derretimento não uniforme dinamicamente impulsionado no manto são vistas em peridotitos de plagioclase localmente abundantes, onde o plagioclase cristalizou a partir de derretimento preso impregnado. Essas rochas podem conter até 30% de derretimento preso, contrastando fortemente com o peridotito abissal típico que contém praticamente nenhum. Basaltos erupcionados ao longo dessas cristas fornecem um caso clássico de desacoplamento de traços e elementos principais durante a gênese do magma. Apesar da diversidade de traços e isótopos, os basaltos de segmentos individuais de crista foram derivados de magmas primários com composições de elementos principais semelhantes. Essas observações podem ser explicadas se o derretimento flui localmente através do manto empobrecido no final da fusão em direção ao ponto médio de um segmento de crista. Isso causaria derretimentos originados em pontos diferentes em um manto inicialmente heterogêneo a migrar através e equilibrar com a mesma seção de manto imediatamente antes da segregação — o que, na maior parte, homogeneizaria as composições de elementos principais do derretimento. No entanto, por virtude da regra alavanca, isso teria pouco efeito nas razões críticas de traços incompatíveis ou isótopos dos derretimentos em migração devido ao muito baixo conteúdo de traços incompatíveis do peridotito residual. As cristas oceânicas, então, parecem ser marcadas por cordas de centros vulcânicos regularmente espaçados sobre pontos de instabilidade na astenosfera ascendente parcialmente fundida, muito como foi postulado para vulcanismo de arco e rift continental inicial. Diferentemente dos arcos, a astenosfera sobe até a base da crosta e os centros magmáticos sofrem extensão contínua. Assim, grandes vulcões não são construídos, e em vez disso, fitas de crosta basáltica formam paralelas à direção de espalhamento. Isso é mais evidente nas Cristas SW Indian e American-Antarctic devido ao seu fornecimento de magma altamente atenuado. Onde o fornecimento de magma é mais robusto e as câmaras de magma são correspondentemente maiores, as câmaras podem se fundir e eliminar a expressão morfológica e química superficial de magmatismo pontuado em cristas oceânicas.

@article{doi101144gslsp19890420106,
    author = "Dick, H. J.",
    title = "Peridotitos abissais, dorsais oceânicas de espalhamento muito lento e magmatismo de dorsais oceânicas",
    year = "1989",
    journal = "Geological Society London Special Publications",
    abstract = "Resumo As Dorsais Índico-Sul e Americano-Antártica são duas das dorsais oceânicas de espalhamento mais lentas do mundo (menos de 1 cm a −1), tornando-se os membros de baixa taxa para o fornecimento de magma de dorsais oceânicas. Dois terços das rochas arrastadas nos numerosos grandes transformes deslocados ao longo das dorsais são peridotitos de manto residual. No entanto, rochas gabróicas, representando a camada 3 e possíveis câmaras paleo-magmáticas, são raras. Isso sugere uma estrutura crustal altamente segmentada, com crosta anormalmente fina perto das zonas de fratura que pode consistir apenas em uma fina camada de basalto em almofada erupcionado sobre peridotito de manto. Os peridotitos arrastados sofreram altos graus de fusão, abrangendo a faixa considerada para produzir basalto abissal. Suas composições empobrecidas mostram que o magma foi quase totalmente removido. Ao mesmo tempo, os basaltos espacialmente associados possuem uma grande variedade de composições, semelhantes às dos vales de rift, exigindo cristalização fracionada extensiva em nível superficial. Como há pouca evidência de câmaras magmáticas nessas zonas de fratura, conclui-se que os magmas formados no manto subjacente fluíram lateralmente através do manto sob a crosta em direção a um centro magmático no ponto médio de um segmento adjacente da dorsal. O magma foi então intrudido posteriormente ao longo do sistema de fissuras do vale de rift a partir do centro magmático para erupcionar no fundo da zona de fratura. Alternativamente, o magma foi drenado de um diapiro de manto sob o ponto médio de um segmento da dorsal, antes do fluxo lateral do peridotito residual sob o eixo da dorsal até a zona de fratura. Esses processos sugerem um comportamento da camada parcialmente fundida sob as dorsais oceânicas análogo à instabilidade de fluido de Rayleigh-Taylor, onde uma camada de fluido leve e menos viscosa flutuando para cima em um meio mais denso torna-se instável e drena em pontos regularmente espaçados em protrusões que sobem rapidamente para a superfície. Evidências de tal fluxo de magma não uniforme dinamicamente impulsionado no manto são vistas em peridotitos de plagioclase localmente abundantes, onde o plagioclase cristalizou a partir de magma preso impregnado. Essas rochas podem conter até 30% de magma preso, contrastando fortemente com o típico peridotito abissal que contém praticamente nenhum. Os basaltos erupcionados ao longo dessas dorsais fornecem um caso clássico de desacoplamento de traços e elementos principais durante a gênese do magma. Apesar da diversidade de traços e isótopos, os basaltos de segmentos individuais de dorsais foram derivados de magmas primários com composições de elementos principais semelhantes. Essas observações podem ser explicadas se o magma fluir localmente através do manto empobrecido no final da fusão em direção ao ponto médio de um segmento da dorsal. Isso causaria magmas originados em pontos diferentes em um manto inicialmente heterogêneo a migrar através e equilibrar com a mesma seção de manto imediatamente antes da segregação — o que, na maior parte, homogeneizaria as composições de elementos principais do magma. No entanto, por virtude da regra alavanca, isso teria pouco efeito nas razões críticas de traços incompatíveis ou isótopos dos magmas em migração devido ao muito baixo conteúdo de traços incompatíveis do peridotito residual. Dorsais oceânicas, então, parecem ser marcadas por cordões de centros vulcânicos regularmente espaçados sobre pontos de instabilidade na ascensão parcialmente fundida do astenosfera, muito como foi postulado para vulcanismo de arco e rifting continental inicial. Diferentemente dos arcos, o astenosfera sobe até a base da crosta e os centros magmáticos sofrem extensão contínua. Assim, grandes vulcões não são construídos, e, em vez disso, fitas de crosta basáltica se formam paralelas à direção de espalhamento. Isso é mais evidente nas Dorsais Índico-Sul e Americano-Antártica devido ao seu fornecimento de magma altamente atenuado. Onde o fornecimento de magma é mais robusto e as câmaras magmáticas são correspondentemente maiores, as câmaras podem se fundir e eliminar a expressão morfológica e química superficial do magmatismo pontuado em dorsais oceânicas.",
    url = "https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.06",
    doi = "10.1144/gsl.sp.1989.042.01.06",
    openalex = "W2080973789",
    references = "doi101007bf00300398, doi101086625580"
}

A terceira edição deste tratado clássico apresenta uma riqueza de novos tópicos e novas observações. Estes incluem fenômenos de terremotos lentos; atrito de filossilicatos, e em altas velocidades de deslizamento; estruturas de falhas; papéis relativos de falhas fortes e sismogênicas versus falhas fracas e deslizantes; gatilho dinâmico de terremotos; terremotos oceânicos; terremotos de megatrompa em zonas de subducção; terremotos profundos; e novas observações de fenômenos precursoros de terremotos.

@article{doi105860choice281579,
    author = "Scholz, C. H., (Christopher H.)",
    title = "The mechanics of earthquakes and faulting",
    year = "1990",
    journal = "Choice Reviews Online",
    abstract = "A terceira edição deste tratado clássico apresenta uma riqueza de novos tópicos e novas observações. Estes incluem fenômenos de terremotos lentos; atrito de filossilicatos, e em altas velocidades de deslizamento; estruturas de falhas; papéis relativos de falhas fortes e sismogênicas versus falhas fracas e deslizantes; gatilho dinâmico de terremotos; terremotos oceânicos; terremotos de megatrompa em zonas de subducção; terremotos profundos; e novas observações de fenômenos precursoros de terremotos.",
    url = "https://doi.org/10.5860/choice.28-1579",
    doi = "10.5860/choice.28-1579",
    openalex = "W2110448165",
    references = "doi101007bf00876528, doi1010160022509660900132, doi1010160040195183901488, doi1010160191814184900014, doi1010160191814188900570, doi101016s0065215608701212, doi10102992jb00132, doi101029jb073i018p05855, doi101029jb075i014p02625, doi101029jb075i026p04997, doi101029jb076i026p06414, doi101029jb082i020p02981, doi101029jb083ib11p05331, doi101029jb085ib11p06248, doi101029jb088ib02p01153, doi101029jb088ib05p04183, doi101029jb089ib06p04344, doi101029jb091ib12p12587, doi101029jb092ib06p04798, doi101029jb093ib08p09027, doi101029jz070i016p03965, doi101029jz072i008p02131, doi101029me001, doi101029rg009i001p00103, doi101029rg016i004p00621, doi101029rg018i001p00269, doi101029tc007i003p00663, doi101038207343a0, doi101038284135a0, doi101038334058a0, doi10106311721448, doi101098rspa19570133, doi101098rspa19660242, doi101098rsta19210006, doi101103physreva38364, doi101103physrevlett59381, doi101111j1365246x1975tb00631x, doi101111j1365246x1990tb06579x, doi10111513601206, doi101126science19142331230, doi101130001676061977881667dawtmo20co2, doi101144transed83387, doi101785bssa0350040175, sykes1967mechanism"
}

Este artigo discute os dados geológicos e geofísicos disponíveis sobre as cristas médio-oceânicas com afloramentos de peridotitos do manto serpentinizados, com o objetivo de melhor restringir os modos de emplacamento dessas rochas no fundo do oceano. As cristas com afloramentos de peridotitos serpentinizados são, na maioria dos casos, caracterizadas por taxas de espalhamento lentas e, em todos os casos, por vales axiais profundos. Tais vales axiais profundos são considerados, com base em restrições geofísicas e em resultados de modelagem mecânica, como caracterizadores de cristas com uma litosfera axial espessa. Um efeito previsível de uma litosfera axial espessa é que ela deve impedir que os magmas se acumulem em profundidades crustais em uma câmara magmática de longa duração: os magmas gabróticos devem, em vez disso, formar intrusões de tipo dique ou sítio de curta duração. Amostras de afloramentos axiais de peridotitos serpentinizados são frequentemente cortadas por diqueletos de gabros evoluídos, que são interpretados como apófises de tais intrusões de tipo dique e sítio. Esta observação leva a um modelo de crosta magmática descontínua, no qual os peridotitos derivados do manto formam telas para numerosas intrusões gabróticas. Esta crosta magmática descontínua é esperada que se forme em regiões de cristas pobres em magma, onde não há suficiente magma para produzir uma crosta magmática de 4 a 7 km de espessura, e onde os quilômetros mais superficiais da litosfera oceânica, portanto, têm que ser pelo menos parcialmente feitos de material do manto tectonicamente levantado. Como as dimensões individuais das telas ultramáficas derivadas do manto podem ser menores que os limites de detecção dos experimentos sísmicos, o modelo de crosta magmática descontínua discutido neste artigo pode produzir uma assinatura sísmica do tipo camada 3, mesmo sem a serpentinização extensiva de seu componente ultramáfico. Portanto, fornece uma alternativa ao modelo de camada 3 de serpentinita de Hess [1962], para a interpretação geológica de dados sísmicos de áreas oceânicas com afloramentos frequentes de rochas crustais profundas e derivadas do manto.

@article{doi10102992jb02221,
    author = "Cannat, Mathilde",
    title = "Emplacement of mantle rocks in the seafloor at mid‐ocean ridges",
    year = "1993",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Este artigo discute os dados geológicos e geofísicos disponíveis sobre as cristas médio-oceânicas com afloramentos de peridotitos do manto serpentinizados, com o objetivo de melhor restringir os modos de emplacamento dessas rochas no fundo do oceano. As cristas com afloramentos de peridotitos serpentinizados são, na maioria dos casos, caracterizadas por taxas de espalhamento lentas e, em todos os casos, por vales axiais profundos. Tais vales axiais profundos são considerados, com base em restrições geofísicas e em resultados de modelagem mecânica, como caracterizadores de cristas com uma litosfera axial espessa. Um efeito previsível de uma litosfera axial espessa é que ela deve impedir que os magmas se acumulem em profundidades crustais em uma câmara magmática de longa duração: os magmas gabróticos devem, em vez disso, formar intrusões de tipo dique ou sítio de curta duração. Amostras de afloramentos axiais de peridotitos serpentinizados são frequentemente cortadas por diqueletos de gabros evoluídos, que são interpretados como apófises de tais intrusões de tipo dique e sítio. Esta observação leva a um modelo de crosta magmática descontínua, no qual os peridotitos derivados do manto formam telas para numerosas intrusões gabróticas. Esta crosta magmática descontínua é esperada que se forme em regiões de cristas pobres em magma, onde não há suficiente magma para produzir uma crosta magmática de 4 a 7 km de espessura, e onde os quilômetros mais superficiais da litosfera oceânica, portanto, têm que ser pelo menos parcialmente feitos de material do manto tectonicamente levantado. Como as dimensões individuais das telas ultramáficas derivadas do manto podem ser menores que os limites de detecção dos experimentos sísmicos, o modelo de crosta magmática descontínua discutido neste artigo pode produzir uma assinatura sísmica do tipo camada 3, mesmo sem a serpentinização extensiva de seu componente ultramáfico. Portanto, fornece uma alternativa ao modelo de camada 3 de serpentinita de Hess [1962], para a interpretação geológica de dados sísmicos de áreas oceânicas com afloramentos frequentes de rochas crustais profundas e derivadas do manto.",
    url = "https://doi.org/10.1029/92jb02221",
    doi = "10.1029/92jb02221",
    openalex = "W2126671525",
    references = "doi101007bf00300398, doi101007bf00310065, doi10102991jb02508, doi101029jb073i014p04741, doi101029jb091ib01p00579, doi101029jb092ib08p08089, doi101029rg021i006p01458, doi101038326035a0, doi101038344627a0, doi101130petrologic1962599, doi101144gslsp19890420106, doi101146annurevea10050182001103"
}

Realizamos um estudo comparativo da morfologia tectônica do fundo do mar jovem utilizando levantamentos de sonar de varredura lateral SeaMARC II do Rift do Equador de espalhamento intermediário, da Crista do Pacífico Oriental (EPR) de espalhamento rápido (8°30′–10°N) e da EPR de espalhamento super rápido (18°–19°S). Encontramos que as características das populações de falhas não são apenas uma função da taxa de espalhamento, mas também variam ao longo do eixo dentro de segmentos individuais de crista (ou seja, com proximidade a descontinuidades de grande e pequeno deslocamento). Também encontramos que os azimutes das falhas podem ser utilizados para examinar a cinemática das placas em uma escala mais fina do que pode ser obtida usando apenas dados magnéticos. A maioria da variação nas populações de falhas com a taxa de espalhamento pode ser explicada por uma relação inversa entre a taxa de espalhamento e a espessura da camada frágil. Por exemplo, regiões de espalhamento super rápido são caracterizadas pelo maior número de falhas curtas, pelo menor espaçamento médio entre falhas e pelo menor deslocamento vertical, e pela maior densidade de falhas. Além disso, aglomerados de falhas antitéticas curtas e próximas umas das outras, subsidiárias a falhas mestras longas com mergulho para dentro, são comuns na área de espalhamento super rápido, presumivelmente o resultado de uma camada frágil mais fina e fraca. Falhas que se voltam para longe do eixo da crista ocorrem em números crescentes com o aumento da taxa de espalhamento, de modo que poucas falhas voltadas para fora são encontradas em taxas lentas a intermediárias e aproximadamente o mesmo número de falhas voltadas para dentro e para fora é observado nas taxas mais rápidas. O espessamento rápido da camada frágil com a distância da crista pode explicar a predominância de falhas voltadas para dentro em taxas de espalhamento mais lentas. Falhas voltadas para fora em todas as taxas de espalhamento têm comprimentos médios menores e deslocamentos verticais menores. Essas diferenças podem refletir o menor tempo que as falhas voltadas para fora permanecem ativas devido ao aumento da resistência da litosfera com a distância da crista. Os comprimentos e espaçamentos das falhas em todas as áreas aproximam-se de distribuições exponenciais. A deformação extensional representada pelas populações de falhas é calculada a partir das distribuições de deslocamento e comprimento das falhas, e estimativas de deformação de ∼4% são obtidas para cada área. Assumindo que o espaçamento das falhas reflete a extensão da profundidade de fratura onde as falhas iniciam, inferimos uma espessura de camada frágil de ∼1 km quando o falhamento começa. As populações de falhas são examinadas para variações na escala do segmento de crista na extensão amagmática. Vemos evidências de maior extensão amagmática associada à redução a longo prazo do suprimento de magma ao longo do terço oriental do Rift do Equador. Evidências de aumento local da extensão frágil também são encontradas dentro de 15 km de falhas transformantes. Zonas discordantes deixadas por centros de espalhamento sobrepostos (OSCs) são caracterizadas por baixas abundâncias de falhas. Nos OSCs, eventos discretos de propagação da ponta da crista podem acomodar a extensão absorvida em outros lugares ao longo da crista por falhamento normal. Os azimutes das falhas parecem ser indicadores úteis do movimento das placas. Dentro da área da EPR 8°30′–10°N, as tendências das falhas registram uma mudança recente no movimento das placas do Pacífico-Cocos (3°–6° em ∼1 m.y.) consistente com dados de anomalia magnética e linearidade de falhas de outros lugares ao longo da EPR setentrional. Dentro do Rift do Equador, os azimutes das falhas dispersam-se dentro de 3° das tendências previstas e são consistentes com espalhamento constante em torno de um polo nos últimos 1,5 m.y.

@article{doi10102993jb02971,
    author = "Carbotte, S. M. and Macdonald, Ken C.",
    title = "Comparação da estrutura tectônica do fundo do mar em dorsais de espalhamento intermediário, rápido e super rápido: Influência da taxa de espalhamento, movimentos das placas e segmentação da dorsal nos padrões de falhas",
    year = "1994",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Realizamos um estudo comparativo da morfologia tectônica do jovem fundo do mar utilizando levantamentos de sonar de varredura lateral SeaMARC II da Fenda do Equador de espalhamento intermediário, da Dorsal do Pacífico Oriental (DPO) de espalhamento rápido (8°30′–10°N) e da DPO de espalhamento super rápido (18°–19°S). Encontramos que as características das populações de falhas não são apenas uma função da taxa de espalhamento, mas também variam ao longo do eixo dentro de segmentos individuais da dorsal (ou seja, com proximidade a descontinuidades de grande e pequeno deslocamento). Também encontramos que as direções das falhas podem ser utilizadas para examinar a cinemática das placas em uma escala mais fina do que pode ser obtida usando apenas dados magnéticos. A maioria da variação nas populações de falhas com a taxa de espalhamento pode ser explicada por uma relação inversa entre a taxa de espalhamento e a espessura da camada frágil. Por exemplo, regiões de espalhamento super rápido são caracterizadas pelo maior número de falhas curtas, pela menor espaçamento médio de falhas e deslocamento vertical, e pela maior densidade de falhas. Além disso, aglomerados de falhas antitéticas curtas e próximas, subsidiárias a falhas mestras longas com mergulho para dentro, são comuns na área de espalhamento super rápido, presumivelmente o resultado de uma camada frágil mais fina e fraca. Falhas voltadas para longe do eixo da dorsal ocorrem em números crescentes com o aumento da taxa de espalhamento, de modo que poucas falhas voltadas para fora são encontradas em taxas lentas a intermediárias e aproximadamente números iguais de falhas voltadas para dentro e para fora são observadas nas taxas mais rápidas. O rápido espessamento da camada frágil com a distância da dorsal pode explicar a predominância de falhas voltadas para dentro em taxas de espalhamento mais lentas. Falhas voltadas para fora em todas as taxas de espalhamento têm comprimentos médios menores e deslocamentos verticais menores. Essas diferenças podem refletir o menor tempo que as falhas voltadas para fora permanecem ativas devido ao aumento da resistência da litosfera com a distância da dorsal. Os comprimentos e espaçamentos das falhas em todas as áreas aproximam-se de distribuições exponenciais. A deformação extensional representada pelas populações de falhas é calculada a partir das distribuições de deslocamento e comprimento das falhas, e estimativas de deformação de ∼4% são obtidas para cada área. Assumindo que o espaçamento das falhas reflete a extensão da profundidade de fratura onde as falhas iniciam, inferimos uma espessura da camada frágil de ∼1 km quando o falhamento começa. As populações de falhas são examinadas para variações de escala de segmento de dorsal na extensão amagmática. Vemos evidências de maior extensão amagmática associada à redução a longo prazo do suprimento de magma ao longo do terço oriental da Fenda do Equador. Evidências de aumento local da extensão frágil também são encontradas dentro de 15 km de falhas transformantes. Zonas discordantes deixadas por centros de espalhamento sobrepostos (OSCs) são caracterizadas por baixas abundâncias de falhas. Nos OSCs, eventos discretos de propagação da ponta da dorsal podem acomodar a extensão absorvida em outros lugares ao longo da dorsal por falhamento normal. As direções das falhas parecem ser indicadores úteis do movimento das placas. Dentro da área da DPO 8°30′–10°N, as tendências das falhas registram uma mudança recente no movimento das placas do Pacífico-Cocos (3°–6° em ∼1 m.y.) consistente com dados de anomalias magnéticas e linearidade de falhas de outros lugares ao longo da DPO setentrional. Dentro da Fenda do Equador, as direções das falhas dispersam-se dentro de 3° das tendências previstas e são consistentes com espalhamento constante em torno de um polo nos últimos 1,5 m.y.",
    url = "https://doi.org/10.1029/93jb02971",
    doi = "10.1029/93jb02971",
    openalex = "W1980193353",
    references = "doi101038334058a0"
}

Em um estudo de dados geológicos e geofísicos do Dorsal do Atlântico Central, identificamos 17 grandes edificações abauladas (megamullions) que possuem superfícies onduladas por uma estrutura de mullion distinta e que se desenvolvem em configurações tectônicas de canto interno nas extremidades de segmentos de espalhamento. As edificações apresentam anomalias gravimétricas residuais elevadas, e amostragem limitada recuperou gabros e serpentinitas, sugerindo que elas expõem seções transversais extensas da crosta oceânica e do manto superior. Os megamullions oceânicos são comparáveis aos complexos metamórficos centrais continentais em escala e estrutura, e podem originar-se por processos similares. Os megamullions são interpretados como blocos de contraforte rotacionados de falhas de descolamento de baixo ângulo, e eles fornecem a melhor evidência até o momento para o desenvolvimento comum e longevidade (∼1–2 m.y.) de tais falhas na crosta oceânica. O deslizamento prolongado em uma falha de descolamento provavelmente ocorre quando um segmento de espalhamento experimenta uma fase prolongada de extensão relativamente amagmática. Durante esses períodos, é mais fácil manter o deslizamento em uma falha existente na extremidade do segmento do que romper uma nova falha na litosfera forte do vale de rift; o deslizamento na falha de descolamento provavelmente é facilitado pelo enfraquecimento da falha relacionado a mudanças profundas na litosfera no mecanismo de deformação e serpentinização do manto. No centro do segmento, o magmatismo menor e episódico pode continuar a enfraquecer a litosfera axial e, assim, sustentar o pulso interno das falhas. Uma falha de descolamento será terminada quando o magmatismo se tornar robusto o suficiente para alcançar a extremidade do segmento, enfraquecer a litosfera axial e promover pulso de falha interno ali. Este mecanismo pode ser geralmente importante no controle da longevidade de falhas normais nas extremidades do segmento e, assim, no registro do desenvolvimento variável e intermitente de altos de canto interno.

@article{doi10102998jb00167,
    author = "Tucholke, Brian E. e Lin, Jian e Kleinrock, Martin C.",
    title = "Megamullions e estrutura de mullion definindo complexos metamórficos centrais oceânicos no Dorsal do Atlântico Central",
    year = "1998",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Em um estudo de dados geológicos e geofísicos do Dorsal do Atlântico Central, identificamos 17 grandes edificações abauladas (megamullions) que possuem superfícies onduladas por uma estrutura de mullion distinta e que se desenvolvem em configurações tectônicas de canto interno nas extremidades de segmentos de espalhamento. As edificações apresentam anomalias gravimétricas residuais elevadas, e amostragem limitada recuperou gabros e serpentinitas, sugerindo que elas expõem seções transversais extensas da crosta oceânica e do manto superior. Os megamullions oceânicos são comparáveis aos complexos metamórficos centrais continentais em escala e estrutura, e podem originar-se por processos similares. Os megamullions são interpretados como blocos de contraforte rotacionados de falhas de descolamento de baixo ângulo, e eles fornecem a melhor evidência até o momento para o desenvolvimento comum e longevidade (∼1–2 m.y.) de tais falhas na crosta oceânica. O deslizamento prolongado em uma falha de descolamento provavelmente ocorre quando um segmento de espalhamento experimenta uma fase prolongada de extensão relativamente amagmática. Durante esses períodos, é mais fácil manter o deslizamento em uma falha existente na extremidade do segmento do que romper uma nova falha na litosfera forte do vale de rift; o deslizamento na falha de descolamento provavelmente é facilitado pelo enfraquecimento da falha relacionado a mudanças profundas na litosfera no mecanismo de deformação e serpentinização do manto. No centro do segmento, o magmatismo menor e episódico pode continuar a enfraquecer a litosfera axial e, assim, sustentar o pulso interno das falhas. Uma falha de descolamento será terminada quando o magmatismo se tornar robusto o suficiente para alcançar a extremidade do segmento, enfraquecer a litosfera axial e promover pulso de falha interno ali. Este mecanismo pode ser geralmente importante no controle da longevidade de falhas normais nas extremidades do segmento e, assim, no registro do desenvolvimento variável e intermitente de altos de canto interno.",
    url = "https://doi.org/10.1029/98jb00167",
    doi = "10.1029/98jb00167",
    openalex = "W2097274806",
    references = "doi102973dsdpproc431401979"
}

Apresentamos uma estrutura de velocidade da crosta e manto para a margem continental passiva da Ibéria Ocidental, derivada de um perfil sísmico de grande ângulo de 320 km de comprimento adquirido na Planície Abissal da Ibéria Meridional. Observamos uma zona de transição oceano-continento de 170 km de largura, que inclui um par de cristas de peridotito sobrepostas e é delimitada por crosta oceânica e, em direção ao continente, por blocos de crosta continental delimitados por falhas. O perfil situa-se a ∼40 km ao sul do traçado amostrado pelos Percursos 149 e 173 do Programa de Perfuração Oceânica (ODP). A estrutura da zona de transição pode ser dividida em uma camada superior, com espessura de 2–4 km e velocidades entre 4,5 e 7,0 km s⁻¹, geralmente com um gradiente de alta velocidade (1 s⁻¹), e uma camada inferior com até 4 km de espessura, velocidade de ∼7,6 km s⁻¹ e gradiente de baixa velocidade. Uma fraca reflexão de Moho nesta zona foi observada apenas em perfis de grande ângulo, com um deslocamento de ∼30 km. A camada superior possui uma velocidade distintamente menor do que a crosta continental adelgaçada adjacente ao declive continental. Por outro lado, a camada inferior tem uma velocidade excessivamente alta para ser intrusão magmática ou sobplacamento de crosta continental inferior. No perfil de reflexão sísmica coincidente, blocos crustais delimitados por falhas, identificados em crosta continental estendida inequívoca, não são observados na zona de transição. A camada superior possui limites de velocidade e gradiente semelhantes à camada oceânica 2 observada a oeste das cristas de peridotito, mas não há estrutura de velocidade da camada oceânica 3 presente. Embora anomalias magnéticas tenham sido identificadas dentro da zona de transição, elas não foram modeladas com sucesso como anomalias magnéticas de espalhamento do assoalho oceânico, nem geralmente formam características lineares longas paralelas à margem. Finalmente, sondagens do ODP, a ∼40 km ao norte do nosso perfil e dentro da zona de transição interpretada, recuperaram seções de até 140 m de espessura de serpentinita e peridotitos serpentinizados, com pouca evidência de material ígneo máfico. Concluímos que a zona de transição não pode ser predominantemente composta por crosta continental estendida ou crosta oceânica. Embora os modelos atuais de fusão prevejam uma crosta consideravelmente mais espessa de produtos de fusão por decompressão, interpretamos esta região como peridotito do manto superior exposto, com pouco ou nenhum material extrusivo sinorogênico e quantidades limitadas de material sinorogênico intrudido dentro do peridotito serpentinizado.

@article{doi1010291999jb900301,
    author = "Dean, S. M. and Minshull, T. A. and Whitmarsh, R. B. and Louden, Keith E.",
    title = "Deep structure of the ocean‐continent transition in the southern Iberia Abyssal Plain from seismic refraction profiles: The IAM‐9 transect at 40°20′N",
    year = "2000",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Apresentamos uma estrutura de velocidade da crosta e manto para a margem continental passiva da Ibéria Ocidental, derivada de um perfil sísmico de grande ângulo de 320 km de comprimento adquirido na Planície Abissal da Ibéria Meridional. Observamos uma zona de transição oceano-continento de 170 km de largura, que inclui um par de cristas de peridotito sobrepostas e é delimitada por crosta oceânica e, em direção ao continente, por blocos de crosta continental delimitados por falhas. O perfil situa-se a ∼40 km ao sul do traçado amostrado pelos Percursos 149 e 173 do Programa de Perfuração Oceânica (ODP). A estrutura da zona de transição pode ser dividida em uma camada superior, com espessura de 2–4 km e velocidades entre 4,5 e 7,0 km s⁻¹, geralmente com um gradiente de alta velocidade (1 s⁻¹), e uma camada inferior com até 4 km de espessura, velocidade de ∼7,6 km s⁻¹ e gradiente de baixa velocidade. Uma fraca reflexão de Moho nesta zona foi observada apenas em perfis de grande ângulo, com um deslocamento de ∼30 km. A camada superior possui uma velocidade distintamente menor do que a crosta continental adelgaçada adjacente ao declive continental. Por outro lado, a camada inferior tem uma velocidade excessivamente alta para ser intrusão magmática ou sobplacamento de crosta continental inferior. No perfil de reflexão sísmica coincidente, blocos crustais delimitados por falhas, identificados em crosta continental estendida inequívoca, não são observados na zona de transição. A camada superior possui limites de velocidade e gradiente semelhantes à camada oceânica 2 observada a oeste das cristas de peridotito, mas não há estrutura de velocidade da camada oceânica 3 presente. Embora anomalias magnéticas tenham sido identificadas dentro da zona de transição, elas não foram modeladas com sucesso como anomalias magnéticas de espalhamento do assoalho oceânico, nem geralmente formam características lineares longas paralelas à margem. Finalmente, sondagens do ODP, a ∼40 km ao norte do nosso perfil e dentro da zona de transição interpretada, recuperaram seções de até 140 m de espessura de serpentinita e peridotitos serpentinizados, com pouca evidência de material ígneo máfico. Concluímos que a zona de transição não pode ser predominantemente composta por crosta continental estendida ou crosta oceânica. Embora os modelos atuais de fusão prevejam uma crosta consideravelmente mais espessa de produtos de fusão por decompressão, interpretamos esta região como peridotito do manto superior exposto, com pouco ou nenhum material extrusivo sinorogênico e quantidades limitadas de material sinorogênico intrudido dentro do peridotito serpentinizado.",
    url = "https://doi.org/10.1029/1999jb900301",
    doi = "10.1029/1999jb900301",
    openalex = "W2044000131",
    references = "doi1010160012821x94900825, doi1010160025322771900533, doi10102992jb01749, doi10102994jb01889, doi10102995jb00259, doi10102996jb03223, doi101029jb094ib06p07685, doi101111j1365246x1992tb00836x, doi1011211381747, doi101146annurevea10050182001103, doi102973odpprocsr1492491996"
}

@article{doi101038nature03358,
    author = "Buck, W. Roger e Lavier, L. L. e Poliakov, Alexei N. B.",
    title = "Modos de falhamento em dorsais oceânicas",
    year = "2005",
    journal = "Nature",
    url = "https://doi.org/10.1038/nature03358",
    doi = "10.1038/nature03358",
    openalex = "W2086471046",
    references = "doi10102992jb02650, doi10102994jb00338, doi10102994jb02593, doi10102998jb00167, doi101029gm091, doi101038326035a0, doi101038385329a0, doi101038nature01704, doi101038nature02128, doi101126science1067361, doi105860choice284546"
}

Este capítulo contém as seguintes seções: Introdução Magmatismo em Dorsais Oceânicas Eventos Eruptivos Recentes e Estruturas Associadas Técnicas de Datação Analítica para Lavas Jovens Variações Composicionais de Basaltos de Dorsais Oceânicas Discussão e Conclusões

@incollection{doi101029gm106p0059,
    author = "Perfit, M. R. e Chadwick, William W.",
    title = "Magmatismo em Dorsais Oceânicas: Restrições a partir de Investigações Vulcanológicas e Geoquímicas",
    year = "2011",
    booktitle = "Monografia Geofísica",
    abstract = "Este capítulo contém as seguintes seções: Introdução Magmatismo em Dorsais Oceânicas Eventos Eruptivos Recentes e Estruturas Associadas Técnicas de Datação Analítica para Lavas Jovens Variações Composicionais de Basaltos de Dorsais Oceânicas Discussão e Conclusões",
    url = "https://doi.org/10.1029/gm106p0059",
    doi = "10.1029/gm106p0059",
    openalex = "W1563674614",
    references = "doi101038334058a0"
}

Vários padrões de sismicidade antes de grandes terremotos têm sido relatados na literatura. Eles incluem tremores pré-sísmicos (sentido amplo), quiescência pré-sísmica, enxames precursoras e padrões de rosquinha. Embora muitos terremotos sejam precedidos por todos, ou alguns, desses padrões, seus detalhes diferem significativamente de evento para evento. A fim de examinar os detalhes dos padrões de sismicidade em uma base o mais uniforme possível, elaboramos gráficos espaço-temporais de sismicidade para muitos grandes terremotos utilizando os catálogos do NOAA e do JMA. Entre os vários padrões de sismicidade, a quiescência pré-sísmica parece ser a mais comum, sendo o caso do terremoto de Oaxaca de 1978 o mais proeminente. Embora a natureza de outros padrões varie de evento para evento, um mecanismo físico comum pode ser responsável por esses padrões; os detalhes do padrão são provavelmente controlados pelo ambiente tectônico (geometria da falha, taxa de deformação) e pela heterogeneidade do plano da falha. Aqui, um modelo simples de aspereza é introduzido para explicar esses padrões de sismicidade. Neste modelo, um plano de falha com uma aspereza é dividido em um número de subfalhas. As subfalhas dentro da aspereza são, em média, mais fortes do que aquelas na zona fraca circundante. À medida que o estresse tectônico aumenta, as subfalhas na zona fraca rompem-se na forma de pequenos terremotos de fundo. Se a distribuição de frequência da força das subfalhas tiver um pico agudo, ocorre um enxame precursor. Até este momento, a maioria das subfalhas na zona fraca está quebrada e o plano da falha torna-se sismicamente calmo. À medida que o estresse tectônico aumenta ainda mais, eventualmente a aspereza rompe-se e ocorre deslocamento simpático em toda a zona da falha na forma do sismo principal. Tremores pré-sísmicos ocorrem ou não dependendo da distribuição da força das subfalhas dentro da aspereza. Como a mudança espaço-temporal do estresse no plano da falha é mais provável de ditar a mudança nos padrões de sismicidade, uma análise detalhada dos padrões de sismicidade forneceria uma pista mais direta para o estado de estresse na zona da falha. No entanto, devido à grande variação de evento para evento, o padrão de sismicidade sozinho não é uma ferramenta definitiva para previsão de terremotos; devem ser feitas medições simultâneas de outros parâmetros físicos, como os espectros, o mecanismo e as formas de onda dos eventos de fundo.

@incollection{doi101029me004p0001,
    author = "Kanamori, Hiroo",
    title = "A Natureza dos Padrões de Sismicidade Antes de Grandes Terremotos",
    year = "2011",
    booktitle = "série Maurice Ewing",
    abstract = "Vários padrões de sismicidade antes de grandes terremotos têm sido relatados na literatura. Eles incluem tremores pré-sísmicos (sentido amplo), quiescência pré-sísmica, enxames precursoras e padrões de rosquinha. Embora muitos terremotos sejam precedidos por todos, ou alguns, desses padrões, seus detalhes diferem significativamente de evento para evento. A fim de examinar os detalhes dos padrões de sismicidade em uma base o mais uniforme possível, elaboramos gráficos espaço-temporais de sismicidade para muitos grandes terremotos utilizando os catálogos do NOAA e do JMA. Entre os vários padrões de sismicidade, a quiescência pré-sísmica parece ser a mais comum, sendo o caso do terremoto de Oaxaca de 1978 o mais proeminente. Embora a natureza de outros padrões varie de evento para evento, um mecanismo físico comum pode ser responsável por esses padrões; os detalhes do padrão são provavelmente controlados pelo ambiente tectônico (geometria da falha, taxa de deformação) e pela heterogeneidade do plano da falha. Aqui, um modelo simples de aspereza é introduzido para explicar esses padrões de sismicidade. Neste modelo, um plano de falha com uma aspereza é dividido em um número de subfalhas. As subfalhas dentro da aspereza são, em média, mais fortes do que aquelas na zona fraca circundante. À medida que o estresse tectônico aumenta, as subfalhas na zona fraca rompem-se na forma de pequenos terremotos de fundo. Se a distribuição de frequência da força das subfalhas tiver um pico agudo, ocorre um enxame precursor. Até este momento, a maioria das subfalhas na zona fraca está quebrada e o plano da falha torna-se sismicamente calmo. À medida que o estresse tectônico aumenta ainda mais, eventualmente a aspereza rompe-se e ocorre deslocamento simpático em toda a zona da falha na forma do sismo principal. Tremores pré-sísmicos ocorrem ou não dependendo da distribuição da força das subfalhas dentro da aspereza. Como a mudança espaço-temporal do estresse no plano da falha é mais provável de ditar a mudança nos padrões de sismicidade, uma análise detalhada dos padrões de sismicidade forneceria uma pista mais direta para o estado de estresse na zona da falha. No entanto, devido à grande variação de evento para evento, o padrão de sismicidade sozinho não é uma ferramenta definitiva para previsão de terremotos; devem ser feitas medições simultâneas de outros parâmetros físicos, como os espectros, o mecanismo e as formas de onda dos eventos de fundo.",
    url = "https://doi.org/10.1029/me004p0001",
    doi = "10.1029/me004p0001",
    openalex = "W1547242768"
}

Resumo O terremoto de magnitude M w 7.1 de 2015 na falha transformante Charlie‐Gibbs ao longo do Dorsal do Atlântico Médio é o mais recente de uma série de sete grandes terremotos desde 1923. Propomos que esses terremotos formam um par de sequências quase repetitivas com as maiores magnitudes e os maiores tempos de repetição para tais sequências observados até a data. Modelamos ondas de corpo tele sísmicas e encontramos que o terremoto de 2015 rompeu um segmento distinto da falha transformante em comparação com o terremoto anterior de 1998. Os dois eventos exibem semelhanças com terremotos de 1974 e 1967, respectivamente. Observamos que grandes terremotos em falhas transformantes oceânicas exibem comportamento de deslizamento característico, iniciando com pequeno deslizamento próximo à dorsal e propagando-se unilateralmente até asperidades de deslizamento significativas mais próximas do centro da falha transformante. Essas distribuições de deslizamento combinadas com segmentação aparente suportam comportamento de deslizamento multimodal, com deslizamento da falha acomodado tanto sismicamente durante grandes terremotos quanto aseismicamente no intervalo.

@article{doi1010022016gl068802,
    author = "Aderhold, Kasey e Abercrombie, Rachel E.",
    title = "O terremoto de magnitude M w 7.1 de 2015 na falha transformante Charlie‐Gibbs: Terremotos repetitivos e deslizamento multimodal em uma falha transformante oceânica lenta",
    year = "2016",
    journal = "Geophysical Research Letters",
    abstract = "Resumo O terremoto de magnitude M w 7.1 de 2015 na falha transformante Charlie‐Gibbs ao longo do Dorsal do Atlântico Médio é o mais recente de uma série de sete grandes terremotos desde 1923. Propomos que esses terremotos formam um par de sequências quase repetitivas com as maiores magnitudes e os maiores tempos de repetição para tais sequências observados até a data. Modelamos ondas de corpo tele sísmicas e encontramos que o terremoto de 2015 rompeu um segmento distinto da falha transformante em comparação com o terremoto anterior de 1998. Os dois eventos exibem semelhanças com terremotos de 1974 e 1967, respectivamente. Observamos que grandes terremotos em falhas transformantes oceânicas exibem comportamento de deslizamento característico, iniciando com pequeno deslizamento próximo à dorsal e propagando-se unilateralmente até asperidades de deslizamento significativas mais próximas do centro da falha transformante. Essas distribuições de deslizamento combinadas com segmentação aparente suportam comportamento de deslizamento multimodal, com deslizamento da falha acomodado tanto sismicamente durante grandes terremotos quanto aseismicamente no intervalo.",
    url = "https://doi.org/10.1002/2016gl068802",
    doi = "10.1002/2016gl068802",
    openalex = "W2405965957",
    references = "doi1010292007jb005213"
}

Esta referência essencial para estudantes de pós-graduação e pesquisadores oferece um tratamento unificado de terremotos e falhas como dois aspectos da tectônica frágil em diferentes escalas de tempo. A conexão íntima entre os dois é manifestada em suas leis de escala e populações, que evoluem a partir do crescimento de fraturas e interações entre fraturas. A conexão entre falhas e a sismicidade gerada é governada pelas leis de atrito dependentes de taxa e estado - produzindo estilos sísmicos distintivos de falhamento e uma gama de fenômenos sísmicos incluindo réplicas, afterslip, gatilhamento de terremotos e eventos de deslizamento lento. A terceira edição deste tratado clássico apresenta uma riqueza de novos tópicos e novas observações. Estes incluem fenômenos de terremotos lentos; atrito de filossilicatos, e em altas velocidades de deslizamento; estruturas de falhas; papéis relativos de falhas fortes e sismogênicas versus falhas fracas e em creep; gatilhamento dinâmico de terremotos; terremotos oceânicos; terremotos de megatrompa em zonas de subducção; terremotos profundos; e novas observações de fenômenos precursoros de terremotos.

@book{doi1010179781316681473,
    author = "Scholz, Christopher H.",
    title = "The Mechanics of Earthquakes and Faulting",
    year = "2018",
    booktitle = "Cambridge University Press eBooks",
    abstract = "Esta referência essencial para estudantes de pós-graduação e pesquisadores oferece um tratamento unificado de terremotos e falhas como dois aspectos da tectônica frágil em diferentes escalas de tempo. A conexão íntima entre os dois é manifestada em suas leis de escala e populações, que evoluem a partir do crescimento de fraturas e interações entre fraturas. A conexão entre falhas e a sismicidade gerada é governada pelas leis de atrito dependentes de taxa e estado - produzindo estilos sísmicos distintivos de falhamento e uma gama de fenômenos sísmicos incluindo réplicas, afterslip, gatilhamento de terremotos e eventos de deslizamento lento. A terceira edição deste tratado clássico apresenta uma riqueza de novos tópicos e novas observações. Estes incluem fenômenos de terremotos lentos; atrito de filossilicatos, e em altas velocidades de deslizamento; estruturas de falhas; papéis relativos de falhas fortes e sismogênicas versus falhas fracas e em creep; gatilhamento dinâmico de terremotos; terremotos oceânicos; terremotos de megatrompa em zonas de subducção; terremotos profundos; e novas observações de fenômenos precursoros de terremotos.",
    url = "https://doi.org/10.1017/9781316681473",
    doi = "10.1017/9781316681473",
    openalex = "W4211212742",
    references = "doi1010160040195183901488, doi1010160191814184900014, doi1010160191814188900570, doi101016s0012821x03004242, doi101016s019181410200161x, doi1010291998rg900002, doi1010292005jb004051, doi1010292007jb004930, doi1010292007jb005213, doi10102992jb00132, doi10102992jb00517, doi10102995jb00862, doi10102996jb01651, doi101029jb076i026p06414, doi101029jb082i020p02981, doi101029jb088ib02p01153, doi101029jb089ib06p04344, doi101029jb091ib12p12587, doi101029jb092ib06p04798, doi101029jb093ib08p09027, doi101029jz070i016p03965, doi101029me001, doi101029rg016i004p00621, doi101029tc007i003p00663, doi101038284135a0, doi101038334058a0, doi101038nature03358, doi101038nature07333, doi101046j1365246x200201720x, doi101126science19142331230, doi101130001676061977881667dawtmo20co2, doi101144transed83387, doi101785bssa0350040175, openalexw191472345"
}

@article{khutorskoi2020nature,
    author = "Khutorskoi, M. D. e Teveleva, E. A.",
    title = "Nature of Heat Flow Asymmetry on the Mid-Oceanic Ridges of the World Ocean",
    year = "2020",
    journal = "Oceanology",
    url = "https://doi.org/10.1134/s0001437020010142",
    doi = "10.1134/s0001437020010142",
    number = "1",
    openalex = "W3033921037",
    pages = "108-119",
    volume = "60",
    references = "doi101007978366205382916, doi101007bf00310065, doi101023a1004312623534, doi1010291999jb900195, doi101029jb082i005p00803, doi101029jb082i023p03391, doi101029jz068i014p04219, doi101126science2044395828, doi101134s0016852117010022, openalexw3085247966"
}

• Movimentos de massa em rocha sólida em colinas abissais moldam a morfologia do escarpamento desde o início da falha. • Terremotos são um motor chave de movimentos de massa em rocha sólida em colinas abissais. • A razão entre a eficiência de remoção de massa e a taxa de elevação é semelhante em diferentes taxas de espalhamento. • Fluxo de massa global impulsionado por terremotos para colinas abissais entre 24 e 1428 m m 3 yr −1. Colinas abissais delimitadas por falhas formam-se em dorsais oceânicas e cobrem ∼65 % da superfície da Terra, mas poucos estudos caracterizaram o grau em que a erosão da rocha sólida controla sua morfologia. Aqui, usamos dados batimétricos para caracterizar a morfologia de colinas abissais delimitadas por falhas em escala global, e empregamos modelagem numérica e catálogos de sismicidade para quantificar como a elevação simultânea de rocha e erosão da rocha sólida esculpem paisagens de águas profundas. Ao gerar um banco de dados global sobre a morfologia de colinas abissais, mostramos que a maioria dos grandes escarpamentos de colinas abissais (>100 m de altura) dentro da zona próxima ao eixo de sismicidade (ou seja, <30 km do eixo) tem inclinações entre 10 e 30°, bem abaixo da faixa esperada de mergulhos de falhas normais subjacentes de 45–60°. Interpretamos isso como uma manifestação de movimentos de massa eficientes em rocha sólida em falhas em crescimento próximas ao eixo, um processo que opera desde o início da falha. Usando um modelo de difusão topográfica não linear para parametrizar os efeitos da erosão, encontramos um equilíbrio entre erosão e elevação de rocha que é semelhante para taxas de espalhamento lentas, intermediárias e rápidas. Expressamos a razão entre erosão e elevação como um número de Peclet inverso que varia entre 0,06 e 0,82 para colinas abissais. Também calculamos uma difusividade global de rocha sólida para colinas abissais na faixa de 0,01–1,51 m 2 yr −1. Estes resultados implicam que a erosão da rocha sólida é um processo significativo que esculpe a morfologia de colinas abissais e remodela a crosta oceânica. No geral, este estudo fornece um quadro para incorporar movimentos de massa em rocha sólida em futuros modelos de evolução do fundo oceânico e, mais geralmente, para ambientes extensionais ativos na Terra e além.

@article{doi101016jepsl2024119073,
    author = "Hughes, Alex e Olive, Jean‐Arthur e Malatesta, Luca C. e Escartı́n, J.",
    title = "Caracterização de movimentos de massa em rocha sólida em colinas abissais delimitadas por falhas",
    year = "2024",
    journal = "Earth and Planetary Science Letters",
    abstract = "• Movimentos de massa em rocha sólida em colinas abissais moldam a morfologia do escarpamento desde o início da falha. • Terremotos são um motor chave de movimentos de massa em rocha sólida em colinas abissais. • A razão entre a eficiência de remoção de massa e a taxa de elevação é semelhante em diferentes taxas de espalhamento. • Fluxo de massa global impulsionado por terremotos para colinas abissais entre 24 e 1428 m m 3 yr −1. Colinas abissais delimitadas por falhas formam-se em dorsais oceânicas e cobrem ∼65 % da superfície da Terra, mas poucos estudos caracterizaram o grau em que a erosão da rocha sólida controla sua morfologia. Aqui, usamos dados batimétricos para caracterizar a morfologia de colinas abissais delimitadas por falhas em escala global, e empregamos modelagem numérica e catálogos de sismicidade para quantificar como a elevação simultânea de rocha e erosão da rocha sólida esculpem paisagens de águas profundas. Ao gerar um banco de dados global sobre a morfologia de colinas abissais, mostramos que a maioria dos grandes escarpamentos de colinas abissais (>100 m de altura) dentro da zona próxima ao eixo de sismicidade (ou seja, <30 km do eixo) tem inclinações entre 10 e 30°, bem abaixo da faixa esperada de mergulhos de falhas normais subjacentes de 45–60°. Interpretamos isso como uma manifestação de movimentos de massa eficientes em rocha sólida em falhas em crescimento próximas ao eixo, um processo que opera desde o início da falha. Usando um modelo de difusão topográfica não linear para parametrizar os efeitos da erosão, encontramos um equilíbrio entre erosão e elevação de rocha que é semelhante para taxas de espalhamento lentas, intermediárias e rápidas. Expressamos a razão entre erosão e elevação como um número de Peclet inverso que varia entre 0,06 e 0,82 para colinas abissais. Também calculamos uma difusividade global de rocha sólida para colinas abissais na faixa de 0,01–1,51 m 2 yr −1. Estes resultados implicam que a erosão da rocha sólida é um processo significativo que esculpe a morfologia de colinas abissais e remodela a crosta oceânica. No geral, este estudo fornece um quadro para incorporar movimentos de massa em rocha sólida em futuros modelos de evolução do fundo oceânico e, mais geralmente, para ambientes extensionais ativos na Terra e além.",
    url = "https://doi.org/10.1016/j.epsl.2024.119073",
    doi = "10.1016/j.epsl.2024.119073",
    openalex = "W4403854702",
    references = "doi101016jepsl201102005, doi101016s0267726199000123, doi1010291998wr900090, doi1010292001gc000252, doi1010292008gc002332, doi101029jb094ib10p13919, doi101038nature02128, doi101038nature03358, doi101038nature07333, doi101038s4158602407247w, doi101785gssrl68194"
}

As dorsais oceânicas médias (MORs) são locais essenciais de extensão tectônica1-4, nas quais a divergência entre as placas litosféricas molda as colinas abissais que cobrem cerca de dois terços da superfície da Terra5,6. Aqui, mostramos que a extensão tectônica no eixo da dorsal pode ser parcialmente desfeita pelo encurtamento tectônico através das margens da dorsal. Este processo é evidenciado por recentes sequências de terremotos de falha inversa a cerca de 15 km fora do eixo na Dorsal do Atlântico Médio e na Dorsal de Carlsberg. Usando modelos mecânicos, mostramos que a compressão rasa das margens da dorsal até o ponto de falha frágil é uma consequência natural do desdobramento da litosfera longe do relevo axial. A intrusão de fraturas preenchidas com magma, que se manifesta como enxames migratórios de sismicidade extensional ao longo do eixo da dorsal, pode fornecer o pequeno incremento de tensão compressiva que desencadeia terremotos de falha inversa. Por meio de análises batimétricas, encontramos ainda que a reativação reversa de falhas normais das dorsais oceânicas médias é um processo amplamente ocorrente que pode reduzir a amplitude das colinas abissais em até 50%, pouco depois de se formarem no eixo da dorsal. Este mecanismo de 'desfalhamento' exerce uma influência de primeira ordem na estrutura do fundo oceânico global e fornece uma explicação física para terremotos de falha inversa em um ambiente extensional.

@article{doi101038s4158602407247w,
    author = "Olive, Jean-Arthur and Ekström, Göran and Buck, W Roger and Liu, Zhonglan and Escartín, Javier and Bickert, Manon",
    title = "Mid-ocean ridge unfaulting revealed by magmatic intrusions.",
    year = "2024",
    journal = "Nature",
    abstract = "Mid-ocean ridges (MORs) are quintessential sites of tectonic extension1-4, at which divergence between lithospheric plates shapes abyssal hills that cover about two-thirds of the Earth's surface5,6. Here we show that tectonic extension at the ridge axis can be partially undone by tectonic shortening across the ridge flanks. This process is evidenced by recent sequences of reverse-faulting earthquakes about 15 km off-axis at the Mid-Atlantic Ridge and Carlsberg Ridge. Using mechanical models, we show that shallow compression of the ridge flanks up to the brittle failure point is a natural consequence of lithosphere unbending away from the axial relief. Intrusion of magma-filled fractures, which manifests as migrating swarms of extensional seismicity along the ridge axis, can provide the small increment of compressive stress that triggers reverse-faulting earthquakes. Through bathymetric analyses, we further find that reverse reactivation of MOR normal faults is a widely occurring process that can reduce the amplitude of abyssal hills by as much as 50\%, shortly after they form at the ridge axis. This 'unfaulting' mechanism exerts a first-order influence on the fabric of the global ocean floor and provides a physical explanation for reverse-faulting earthquakes in an extensional environment.",
    url = "https://pubmed.ncbi.nlm.nih.gov/38600388/",
    doi = "10.1038/s41586-024-07247-w",
    openalex = "W4393350915",
    pmid = "38600388",
    references = "doi101007bf00538368, doi101016jpepi201204002, doi101017cbo9780511807442, doi1010292007jb004930, doi10102997jb02671, doi101029jb086ib04p02825, doi101038nature03358, doi101038nature07333, doi101146annurevea10050182001103, sykes1967mechanism"
}

Falhas de descolamento com grande deslocamento são comumente observadas em dorsais meso-oceânicas de espalhamento lento (MORs), tipicamente em áreas com fornecimento moderado a baixo de magma (por exemplo, 13°20'N na Dorsal do Atlântico Médio). Descolamentos também são encontrados em seções quase amagmáticas de MORs de espalhamento ultralento (por exemplo, 64°E na Dorsal do Índico do Sul), onde a litosfera sismogênica é excepcionalmente espessa (> 15 km). Lá, descolamentos de polaridade oposta formam-se em sequência e cortam-se mutuamente em um regime de "flip-flop". Estudos anteriores mostraram que contrastes marcantes de resistência, resultantes da coesão reduzida e/ou atrito nas zonas de falha, promovem descolamentos estáveis. Aqui, apresentamos modelos termo-mecânicos 2-D baseados em observações geológicas para examinar como os contrastes de resistência entre zonas de falha e a litosfera adjacente impactam os modos de falhamento em um eixo de dorsal de espalhamento ultralento e quase amagmático. Modelamos a litosfera frágil como um material elasto-plástico de Mohr-Coulomb, onde a coesão e o atrito diminuem com o aumento da deformação plástica. Exploramos uma ampla gama de contrastes de coesão e atrito entre material deformado e intacto. Também consideramos a influência de uma litosfera inferior forte e viscosa na deformação frágil da litosfera superior, comparando simulações que usam uma lei de fluxo de olivina seca com modelos onde a litosfera frágil transita abruptamente para um astenosfera de baixa viscosidade. A circulação de fluidos na litosfera axial rasa também é considerada, parametrizando tanto o resfriamento quanto o efeito mecânico da circulação hidrotermal. Nossas simulações produzem três regimes distintos: (1) desenvolvimento sequencial de horst delimitados por duas falhas antéticas ativas, (2) formação de descolamentos intersecionantes "flip-flopping", (3) descolamentos desenfreados. O último caso descreve modelos em que um único descolamento permanece ativo. Na natureza, este caso extremo não é observado, provavelmente porque resulta em uma migração excessiva do descolamento em direção ao seu teto. Mostramos que esses 3 regimes transitam sobre uma faixa estreita de contrastes de coesão e atrito entre material deformado e intacto (o contraste no coeficiente de atrito sobre o qual nossas simulações transitam dos regimes 1 para 3 é apenas de 0,1 a 0,2). Danos distribuídos no pé da falha produzem proto-falhas antéticas, mas sua capacidade de amadurecer como falhas principais que rompem o fundo do mar depende do grau de enfraquecimento reológico. Uma litosfera inferior mais forte promove tal falhamento distribuído e modifica o início do regime de descolamento persistente para maiores contrastes de resistência. O impacto da pressão hidrostática dos fluidos nos estilos tectônicos é relativamente menor comparado ao enfraquecimento da falha. Os resultados dessas simulações são consistentes com um modelo analítico de equilíbrio de forças que compara a (localizante) perda de resistência da falha nos descolamentos com a (delocalizante) força flexural que se desenvolve na litosfera circundante. Os descolamentos persistem quando a magnitude da perda de resistência da falha excede a força de flexão máxima. Encontramos que os descolamentos desenfreados requerem uma perda total de resistência integrada superior a 1,5e12 N.m, equivalente em nossos modelos a uma queda no coeficiente de atrito de ~0,25–0,3 nas zonas de falha. Assim, mesmo um enfraquecimento friccional moderado, como aquele permitido pela presença de lizardite na zona de falha (resistência friccional de 0,45), permite falhamento com grande deslocamento (>15 km).

@misc{demont2025modes,
    author = "Demont, Antoine e Cannat, Mathilde e Olive, Jean-Arthur",
    title = "Modos de falhamento de descolamento em cristas oceânicas médias lentas e ultralentas",
    year = "2025",
    abstract = {Falhas de descolamento com grande deslocamento são comumente observadas em cristas oceânicas médias de espalhamento lento (MORs), tipicamente em áreas com fornecimento moderado a baixo de magma (por exemplo, 13°-20°N na Crista do Atlântico Médio). Descolamentos também são encontrados em seções quase amágmatas de MORs ultralentes (por exemplo, 64°E na Crista do Índico do Sul), onde a litosfera sismogênica é excepcionalmente espessa (> 15 km). Lá, descolamentos de polaridade oposta formam-se em sequência e cortam-se mutuamente em um regime "flip-flop". Estudos anteriores mostraram que contrastes marcantes de resistência, resultantes de coesão e/ou atrito reduzidos nas zonas de falha, promovem descolamentos estáveis. Aqui, apresentamos modelos termo-mecânicos 2-D baseados em observações geológicas para examinar como os contrastes de resistência entre zonas de falha e a litosfera adjacente impactam os modos de falhamento em um eixo de crista ultralento e quase amágmatas. Modelamos a litosfera frágil como um material elasto-plástico de Mohr-Coulomb, onde a coesão e o atrito diminuem com o aumento da deformação plástica. Exploramos uma ampla gama de contrastes de coesão e atrito entre material deformado e intacto. Também consideramos a influência de uma litosfera inferior forte e viscosa na deformação frágil da litosfera superior, comparando simulações que usam uma lei de fluxo de olivina seca com modelos onde a litosfera frágil transita abruptamente para um astenosfera de baixa viscosidade. A circulação de fluidos na litosfera axial rasa também é considerada, parametrizando tanto o resfriamento quanto o efeito mecânico da circulação hidrotermal. Nossas simulações produzem três regimes distintos: (1) desenvolvimento sequencial de horst delimitados por duas falhas antéticas ativas, (2) formação de descolamentos "flip-flopping" intersecionantes, (3) descolamentos desenfreados. O último caso descreve modelos em que um único descolamento permanece ativo. Na natureza, este caso extremo não é observado, provavelmente porque resulta em uma migração excessiva do descolamento em direção à sua parede suspensa. Mostramos que esses 3 regimes transitam sobre uma faixa estreita de contrastes de coesão e atrito entre material deformado e intacto (o contraste no coeficiente de atrito sobre o qual nossas simulações transitam dos regimes 1 para 3 é apenas 0,1-0,2). Danos distribuídos na parede de apoio produzem proto-falhas antéticas, mas sua capacidade de amadurecer como falhas principais que rompem o fundo do mar depende do grau de enfraquecimento reológico. Uma litosfera inferior mais forte promove tal falhamento distribuído e modifica o início do regime de descolamento persistente para maiores contrastes de resistência. O impacto da pressão hidrostática de fluidos nos estilos tectônicos é relativamente menor comparado ao enfraquecimento da falha. Os resultados dessas simulações são consistentes com um modelo analítico de equilíbrio de forças que compara a (localizante) perda de resistência da falha nos descolamentos com a (delocalizante) força flexural que se desenvolve na litosfera circundante. Os descolamentos persistem quando a magnitude da perda de resistência da falha excede a força de flexão máxima. Encontramos que os descolamentos desenfreados requerem uma perda total de resistência integrada superior a 1,5e12 N.m, equivalente em nossos modelos a uma queda no coeficiente de atrito de ~0,25-0,3 nas zonas de falha. Assim, mesmo um enfraquecimento friccional moderado, como aquele permitido pela presença de lizardite na zona de falha (resistência friccional de 0,45), permite falhamento com grande deslocamento (>15 km).},
    url = "https://doi.org/10.5194/egusphere-egu24-15593",
    doi = "10.5194/egusphere-egu24-15593",
    openalex = "W4392624399"
}

A transição lavas–diques na crosta oceânica representa uma fronteira crítica entre duas porções da crosta com litologia, estrutura, porosidade, permeabilidade e outras propriedades físicas diferentes. Refinamos as características estruturais da transição lavas–diques no Furo 1256D ODP/IODP e no Furo 504B DSDP/ODP perfurados em crosta oceânica in situ criada em taxas de espalhamento super-rápido e intermediário no Oceano Pacífico. Ambos os furos, embora apresentem algumas diferenças na espessura das seções litológicas, possuem uma zona de transição lavas–diques comparável caracterizada por uma ampla difusão de veios, brechas, rede de veios e cataclasitos, possivelmente com desenvolvimento de pseudotachilitos. A fraturação começou com a fissuração do basalto já no domínio do eixo da crista devido à contração térmica das lavas. As fissuras desencadearam a circulação de água do mar de cima e fluidos hidrotermais de baixo, intensificando a alteração da crosta e a resposta mecânica da crosta basáltica próxima à fronteira lavas–diques. A alta concentração de estruturas permeáveis, incluindo cataclasitos, na transição lavas–diques nos dois furos favorece a interpretação deste intervalo crustal como uma zona mecanicamente fraca (de grande escala?), possivelmente uma zona de falha, pelo menos para a crista de espalhamento intermediário do Furo 504B. A falta de indicadores cinemáticos claros impede uma interpretação conclusiva. Outros processos que podem ter levado à fraturação incluem sobrepresseão de fluidos e diquismo. Estes processos não são mutuamente exclusivos: a intensa circulação de fluidos concentrada na zona de transição é responsável pela alteração que induz um enfraquecimento dramático da rocha; inversamente, a fissuração da rocha devido a trincas térmicas, diquismo e, eventualmente, falhamento desenvolveu estruturas permeáveis que podem canalizar a circulação de fluidos. Cataclasitos ocorrendo em profundidades mais rasas no Furo 1256D e em profundidades mais profundas no Furo 504B em comparação com aqueles descritos até agora sugerem que a extensão da fronteira lavas–diques deve ser revista, levando em consideração não apenas a mudança na litologia, mas também as características estruturais. Além disso, nossa descoberta de clorita e anfibólio em profundidades mais rasas em comparação com aquelas descritas até agora sugere que a fronteira de alteração através da transição lavas–diques é mais espessa do que se pensava anteriormente, permitindo a ascensão de fluidos hidrotermais de alta temperatura para níveis mais rasos.

@article{doi101144jgs2024117,
    author = "Tartarotti, Paola and Crispini, Laura and Moroni, M. and Proscia, Alessandro and Tondo, Melissa",
    title = "Structural control on fluid circulation and alteration patterns in the lavas–dykes transition zone of the superfast- and intermediate-spreading oceanic crust, equatorial Pacific Ocean",
    year = "2025",
    journal = "Journal of the Geological Society",
    abstract = "The lavas–dykes transition in oceanic crust represents a critical boundary between two portions of the crust with different lithology, structure, porosity, permeability and other physical properties. We refined the structural features of the lavas–dykes transition in ODP/IODP Hole 1256D and DSDP/ODP Hole 504B drilled in in situ oceanic crust created at superfast- and intermediate-spreading rate in the Pacific Ocean. Both holes, although showing some differences in the thickness of lithological sections, have a comparable lavas–dykes transition zone characterized by a wide diffusion of veins, breccias, vein network and cataclasites, possibly with development of pseudotachylytes. Fracturing started with fissuring of basalt already in the ridge axis domain due to thermal contraction of lavas. Fissures triggered the circulation of seawater from above and hydrothermal fluids from below, enhancing alteration of the crust and the mechanical response of the basaltic crust near the lavas–dykes boundary. The high concentration of permeable structures including cataclasites in the lavas–dykes transition in the two holes favour interpreting this crustal interval as a (large-scale?) mechanically weak zone, possibly a fault zone at least for the intermediate-spreading ridge of Hole 504B. The lack of clear kinematic indicators prevents a conclusive interpretation. Other processes that may have led to fracturing include fluid overpressure and dyking. These processes are not mutually exclusive: intense fluid circulation concentrated in the transition zone is responsible for alteration inducing a dramatic weakening of the rock; conversely, rock fissuring due to thermal cracks, dyking and eventually faulting developed permeable structures that may channel the circulation of fluids. Cataclasites occurring at a shallower depth in Hole 1256D and at deeper depth in Hole 504B with respect to those described so far suggest that the extension of the lavas–dykes boundary should be revised by taking into consideration not only the change in lithology but also the structural features. In addition, our finding of chlorite and amphibole at shallower depths with respect to those described so far suggests that the alteration boundary across the lavas–dykes transition is thicker than previously thought, allowing the upflow of high-temperature hydrothermal fluids to shallower levels.",
    url = "https://doi.org/10.1144/jgs2024-117",
    doi = "10.1144/jgs2024-117",
    openalex = "W4412037157",
    references = "doi101016jepsl2024119116, doi101016jtecto201807007, doi1010292008gc002332, doi101038nature03358, doi101038s4158602407247w, doi101111j1365246x1974tb05468x, doi1011300016760619881001181piujot23co2, doi101144gsjgs13330191, doi101180claymin1988023413, doi101680geot1965153287, doi102138am199891004, doi102138am20103371"
}