Terremotos

@article{doi101038199947a0,
    author = "Vine, F. J. y Matthews, D. H.",
    title = "Anomalías magnéticas sobre dorsales oceánicas",
    year = "1963",
    journal = "Nature",
    url = "https://doi.org/10.1038/199947a0",
    doi = "10.1038/199947a0",
    openalex = "W1978185779",
    references = "doi1010160146631353900069, doi101017s0016756800065730, doi101029jz067i002p00805, doi101029jz067i010p03997, doi101029jz068i003p00955, doi101038190854a0, doi101038197888a0, doi1010381981049a0, doi101111j1365246x1958tb05341x, doi101130001676061961721259msotwc20co2"
}

@article{doi101038201591a0,
    author = "Backus, George E.",
    title = "Anomalías magnéticas sobre dorsales oceánicas",
    year = "1964",
    journal = "Nature",
    url = "https://doi.org/10.1038/201591a0",
    doi = "10.1038/201591a0",
    openalex = "W2089264656"
}

La Falla de San Andrés y una gran falla frente a Columbia Británica se interpretan como ejemplos de las recientemente propuestas "fallas de transformación". Están unidas por un tramo corto e aislado de dorsal oceánica que se dirige hacia N20 grados E, con una "ventana" asociada de corteza joven. El desplazamiento a lo largo de estas fallas se estima en 400 kilómetros.

@article{doi101126science1503695482,
    author = "Wilson, J. Tuzo",
    title = "Fallas de Transformación, Dorsales Oceánicas y Anomalías Magnéticas al Suroeste de la Isla de Vancouver",
    year = "1965",
    journal = "Science",
    abstract = {La Falla de San Andrés y una gran falla frente a Columbia Británica se interpretan como ejemplos de las recientemente propuestas "fallas de transformación". Están unidas por un tramo corto e aislado de dorsal oceánica que se dirige hacia N20 grados E, con una "ventana" asociada de corteza joven. El desplazamiento a lo largo de estas fallas se estima en 400 kilómetros.},
    url = "https://doi.org/10.1126/science.150.3695.482",
    doi = "10.1126/science.150.3695.482",
    openalex = "W2120909089"
}

El deslizamiento stick-slip a menudo acompaña al deslizamiento friccional en experimentos de laboratorio con materiales geológicos. Los terremotos de foco superficial pueden representar stick-slip durante el deslizamiento a lo largo de fallas antiguas o recién formadas en la Tierra. En tal situación, las caídas de tensión observadas representan la liberación de una pequeña fracción de la tensión soportada por la roca que rodea el foco del terremoto.

@article{doi101126science1533739990,
    author = "Brace, W. F. y Byerlee, J. D.",
    title = "Stick-Slip como mecanismo para los terremotos",
    year = "1966",
    journal = "Science",
    abstract = "El deslizamiento stick-slip a menudo acompaña al deslizamiento friccional en experimentos de laboratorio con materiales geológicos. Los terremotos de foco superficial pueden representar stick-slip durante el deslizamiento a lo largo de fallas antiguas o recién formadas en la Tierra. En tal situación, las caídas de tensión observadas representan la liberación de una pequeña fracción de la tensión soportada por la roca que rodea el foco del terremoto.",
    url = "https://doi.org/10.1126/science.153.3739.990",
    doi = "10.1126/science.153.3739.990",
    openalex = "W1970664646"
}

Se investigaron los mecanismos de 17 terremotos en las dorsales oceánicas y sus extensiones continentales utilizando datos de la Red Mundial de Sismógrafos Estándar de la Oficina Costera y Geodésica de los EE. UU. y de otros instrumentos de sismógrafos de largo periodo. Ahora se pueden obtener soluciones de mecanismo de alta precisión para un gran número de terremotos con magnitudes tan pequeñas como 6 en muchas áreas del mundo. Menos del 1% de los datos utilizados en este estudio son inconsistentes con una distribución cuadrantal de los primeros movimientos de las fases P y PKP; en muchas investigaciones anteriores, entre el 15 y el 20% de los datos a menudo eran inconsistentes con las soluciones publicadas. Diez de los terremotos estudiados ocurrieron en zonas de fractura que intersectan la cresta de la dorsal oceánica. El mecanismo de cada uno de los sismos ubicados en una zona de fractura se caracteriza por una predominancia de movimiento de deslizamiento lateral en un plano con fuerte inclinación; el rumbo de uno de los planos nodales para las ondas P es casi coincidente con el rumbo de la zona de fractura. El sentido del movimiento de deslizamiento lateral en cada una de las diez soluciones está de acuerdo con lo predicho para las fallas transformantes; es opuesto a lo esperado para un desplazamiento simple de la cresta de la dorsal a lo largo de las diversas zonas de fractura. La distribución espacial de los terremotos a lo largo de las zonas de fractura también parece descartar la hipótesis de desplazamiento simple. Dos soluciones bien documentadas para terremotos ubicados en la dorsal del Atlántico Medio pero que no parecen estar ubicados en zonas de fractura se caracterizan por una predominancia de fallamiento normal. Los mecanismos de cuatro terremotos en extensiones del sistema de dorsales oceánicas —uno cerca del norte de Siberia y tres en África Oriental— también se caracterizan por una predominancia de fallamiento normal. Los ejes inferidos de máxima tensión para estos seis eventos son aproximadamente perpendiculares al rumbo del sistema de dorsales oceánicas. Los resultados están de acuerdo con las hipótesis de crecimiento del fondo marino en la cresta del sistema de dorsales oceánicas.

@article{doi101029jz072i008p02131,
    author = "Sykes, Lynn R.",
    title = "Mecanismo de los terremotos y naturaleza de la falla en las dorsales oceánicas",
    year = "1967",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Se investigaron los mecanismos de 17 terremotos en las dorsales oceánicas y sus extensiones continentales utilizando datos de la Red Mundial de Sismógrafos Estándar de la Oficina Costera y Geodésica de los EE. UU. y de otros instrumentos de sismógrafos de largo periodo. Ahora se pueden obtener soluciones de mecanismo de alta precisión para un gran número de terremotos con magnitudes tan pequeñas como 6 en muchas áreas del mundo. Menos del 1% de los datos utilizados en este estudio son inconsistentes con una distribución cuadrantal de los primeros movimientos de las fases P y PKP; en muchas investigaciones anteriores, entre el 15 y el 20% de los datos a menudo eran inconsistentes con las soluciones publicadas. Diez de los terremotos estudiados ocurrieron en zonas de fractura que intersectan la cresta de la dorsal oceánica. El mecanismo de cada uno de los sismos ubicados en una zona de fractura se caracteriza por una predominancia de movimiento de deslizamiento lateral en un plano con fuerte inclinación; el rumbo de uno de los planos nodales para las ondas P es casi coincidente con el rumbo de la zona de fractura. El sentido del movimiento de deslizamiento lateral en cada una de las diez soluciones está de acuerdo con lo predicho para las fallas transformantes; es opuesto a lo esperado para un desplazamiento simple de la cresta de la dorsal a lo largo de las diversas zonas de fractura. La distribución espacial de los terremotos a lo largo de las zonas de fractura también parece descartar la hipótesis de desplazamiento simple. Dos soluciones bien documentadas para terremotos ubicados en la dorsal del Atlántico Medio pero que no parecen estar ubicados en zonas de fractura se caracterizan por una predominancia de fallamiento normal. Los mecanismos de cuatro terremotos en extensiones del sistema de dorsales oceánicas —uno cerca del norte de Siberia y tres en África Oriental— también se caracterizan por una predominancia de fallamiento normal. Los ejes inferidos de máxima tensión para estos seis eventos son aproximadamente perpendiculares al rumbo del sistema de dorsales oceánicas. Los resultados están de acuerdo con las hipótesis de crecimiento del fondo marino en la cresta del sistema de dorsales oceánicas.",
    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{sykes1967mechanism,
    author = "Sykes, Lynn R.",
    title = "Mechanism of earthquakes and nature of faulting on the mid-oceanic ridges",
    year = "1967",
    journal = "Journal of Geophysical Research",
    url = "https://doi.org/10.1029/jz072i008p02131",
    doi = "10.1029/jz072i008p02131",
    number = "8",
    openalex = "W1974493245",
    pages = "2131-2153",
    volume = "72",
    references = "doi1010160025322764900489, doi1010160040195164900101, doi101038190854a0, doi101038199947a0, doi101038207343a0, doi101126science15437531164, doi101126science15437551405, doi101130petrologic1962599, doi101130spe65p1, doi101785bssa0350040175, doi105408002213687121"
}

Se combinan evidencias de campo y experimentales para deducir el mecanismo de deslizamiento en fallas transcurrentes continentales someras, como la de San Andrés en California. Varias líneas de evidencia retratan la sección central de la falla de San Andrés como una superficie muy lisa y plana, con una resistencia friccional muy baja en comparación con la resistencia a la rotura de la roca intacta. El terremoto de Parkfield del 27 de junio de 1966, y sus secuencias de réplicas y fluencia, se examinan como un ejemplo detallado de deslizamiento de falla que incluye ambos tipos, sísmico y aseísmico. Se demuestra a partir de un considerable número de datos de campo que durante el sismo principal una región desde aproximadamente 4 a 10 km de profundidad deslizó aproximadamente 30 cm. En respuesta a este deslizamiento, se generó fluencia y réplicas. La fluencia y las réplicas no están directamente interrelacionadas, pero son procesos idénticos a escala microscópica de fricción frágil dependiente del tiempo que ocurren en paralelo en diferentes regiones. La fluencia ocurrió por deslizamiento friccional estable dependiente del tiempo en la capa superficial de 4 km de espesor; las réplicas, por deslizamiento stick-slip dependiente del tiempo en los extremos de la zona inicial deslizada. Este modelo está en buen acuerdo con los resultados de laboratorio que muestran que el deslizamiento debería ocurrir por fricción estable (aseísmica) en los primeros 4 km, por stick-slip acompañado de terremotos desde aproximadamente 4 a 12 km, y por deslizamiento estable o fricción plástica por debajo de 12 km en la falla. Una característica no observada en el laboratorio es la naturaleza episódica de la fluencia. Estos episodios pueden predecirse con una precisión de aproximadamente 1 semana.

@article{doi101029jb074i008p02049,
    author = "Scholz, Christian and Wyss, Max and Smith, Stewart W.",
    title = "Seismic and aseismic slip on the San Andreas Fault",
    year = "1969",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Field and experimental evidence are combined to deduce the mechanism of slip on shallow continental transcurrent faults, such as the San Andreas in California. Several lines of evidence portray the central section of the San Andreas fault as a very smooth and fiat surface, with a very low frictional strength in comparison to the breaking strength of intact rock. The Parkfield earthquake of June 27, 1966, and its aftershock and creep sequences are examined as a detailed example of fault slippage that includes both types, seismic and aseismic. It is shown from considerable number of field data that during the main shock a region from about 4 to 10 km in depth slipped approximately 30 cm. In response to this slippage, creep and aftershocks were generated. The creep and aftershocks are not directly interrelated, but they are microscopically identical processes of time-dependent brittle friction occurring in parallel in different regions. The creep occurred by time-dependent stable frictional sliding in the 4-km-thick surface layer; the aftershocks, by time-dependent stick-slip at the ends of the initial slipped zone. This model is in good agreement with laboratory results which show that slippage should occur by stable (aseismic) friction in the upper 4 km, by stick-slip accompanied by earthquakes from about 4 to 12 km, and by stable sliding or plastic friction below 12 km on the fault. One feature not observed in the laboratory is the episodic nature of creep. These episodes can be predicted with an accuracy of about I week.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb074i008p02049",
    doi = "10.1029/jb074i008p02049",
    openalex = "W1994518237"
}

Los datos sísmicos apoyan fuertemente las teorías recientes de tectónica en las que grandes placas de litosfera se mueven coherentemente entre sí como cuerpos casi rígidos, separándose en las dorsales oceánicas, deslizándose una respecto a la otra en las fallas transformantes y subyaciéndose en los arcos insulares. Los límites entre las placas adyacentes de litosfera están definidos por cinturones de alta actividad sísmica. La reevaluación de más de 600 hipocentros en la región de América Central y estudios previos en las regiones de Galápagos y el Caribe definen los límites de dos placas relativamente pequeñas y casi aseísmas en la región de interés. La primera, la placa de Cocos, está bordeada por la dorsal del Pacífico Oriental, la zona de rift de Galápagos, la zona de fractura de Panamá con orientación norte cerca de 82° O., y el arco de América Central; la segunda, la placa del Caribe, subyace al Mar Caribe y está delimitada por el arco de América Central, el surco de las Caimán, el arco de las Indias Occidentales y la zona sísmica a través del norte de Sudamérica. Se determinaron los mecanismos focales de 70 terremotos en estas regiones para establecer el movimiento relativo de estas dos placas con respecto a las regiones o placas circundantes. Los resultados muestran la subyación de la placa de Cocos bajo México y Guatemala en dirección noreste y bajo el resto de América Central en una dirección más noreste-norte. La placa de Cocos se está separando del resto del fondo del Pacífico en la dorsal del Pacífico Oriental y en la zona de rift de Galápagos. El movimiento es de deslizamiento lateral derecho a lo largo de la zona de fractura de Panamá, una falla transformante que conecta la zona de rift de Galápagos y el arco de América Central. Al mismo tiempo, la placa del Caribe se está moviendo hacia el este con respecto a la placa de América, que aquí se toma para incluir tanto América del Norte como del Sur y el Atlántico occidental. Se observa movimiento de deslizamiento lateral izquierdo a lo largo de planos de falla con fuerte inclinación en el surco de las Caimán. La placa de América está subyando al Caribe en dirección oeste en las Antillas Menores y cerca de Puerto Rico. A diferencia de las Antillas Menores, sin embargo, el movimiento actual no es perpendicular al surco de Puerto Rico, sino que es casi paralelo al surco a lo largo de planos de falla casi horizontales. Los cálculos de las tasas de movimiento indican que la subyación es a una tasa más alta en el sureste de México y Guatemala que en el oeste de México y que el Caribe se está moviendo a una tasa más baja con respecto a América del Norte que la placa de Cocos.

@article{doi101130001676061969801639totcam20co2,
    author = "Molnár, Péter and Sykes, Lynn R.",
    title = "Tectonics of the Caribbean and Middle America Regions from Focal Mechanisms and Seismicity",
    year = "1969",
    journal = "Geological Society of America Bulletin",
    abstract = "Los datos sísmicos apoyan fuertemente las teorías recientes de tectónica en las que grandes placas de litosfera se mueven coherentemente entre sí como cuerpos casi rígidos, separándose en las dorsales oceánicas, deslizándose una respecto a la otra en las fallas transformantes y subyaciéndose en los arcos insulares. Los límites entre las placas adyacentes de litosfera están definidos por cinturones de alta actividad sísmica. La reevaluación de más de 600 hipocentros en la región de América Central y estudios previos en las regiones de Galápagos y el Caribe definen los límites de dos placas relativamente pequeñas y casi aseísmas en la región de interés. La primera, la placa de Cocos, está bordeada por la dorsal del Pacífico Oriental, la zona de rift de Galápagos, la zona de fractura de Panamá con orientación norte cerca de 82° O., y el arco de América Central; la segunda, la placa del Caribe, subyace al Mar Caribe y está delimitada por el arco de América Central, el surco de las Caimán, el arco de las Indias Occidentales y la zona sísmica a través del norte de Sudamérica. Se determinaron los mecanismos focales de 70 terremotos en estas regiones para establecer el movimiento relativo de estas dos placas con respecto a las regiones o placas circundantes. Los resultados muestran la subyación de la placa de Cocos bajo México y Guatemala en dirección noreste y bajo el resto de América Central en una dirección más noreste-norte. La placa de Cocos se está separando del resto del fondo del Pacífico en la dorsal del Pacífico Oriental y en la zona de rift de Galápagos. El movimiento es de deslizamiento lateral derecho a lo largo de la zona de fractura de Panamá, una falla transformante que conecta la zona de rift de Galápagos y el arco de América Central. Al mismo tiempo, la placa del Caribe se está moviendo hacia el este con respecto a la placa de América, que aquí se toma para incluir tanto América del Norte como del Sur y el Atlántico occidental. Se observa movimiento de deslizamiento lateral izquierdo a lo largo de planos de falla con fuerte inclinación en el surco de las Caimán. La placa de América está subyando al Caribe en dirección oeste en las Antillas Menores y cerca de Puerto Rico. A diferencia de las Antillas Menores, sin embargo, el movimiento actual no es perpendicular al surco de Puerto Rico, sino que es casi paralelo al surco a lo largo de planos de falla casi horizontales. Los cálculos de las tasas de movimiento indican que la subyación es a una tasa más alta en el sureste de México y Guatemala que en el oeste de México y que el Caribe se está moviendo a una tasa más baja con respecto a América del Norte que la 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"
}

Un análisis región por región de 204 soluciones fiables de mecanismos focales para terremotos de profundidad intermedia y profunda apoya fuertemente la idea de que las porciones de la litosfera que descienden hacia el manto son guías de tensión en forma de lámina que alinean las tensiones generadoras de terremotos paralelas a las zonas sísmicas inclinadas. A profundidades intermedias, las tensiones extensionales paralelas al buzamiento de la zona predominan en zonas caracterizadas ya sea por brechas en la sismicidad en función de la profundidad o por una ausencia de terremotos profundos. Las tensiones compresionales paralelas al buzamiento de la zona son prevalentes en todas partes donde la zona existe por debajo de aproximadamente 300 km. Estos resultados indican que la litosfera se hunde en la astenosfera bajo su propio peso, pero encuentra resistencia a su movimiento descendente por debajo de aproximadamente 300 km. Resultados adicionales indican contorsiones y rupturas de las láminas descendentes; sin embargo, las tensiones atribuibles a la flexión simple de las placas no parecen ser importantes en la generación de terremotos subcorticales. Este resumen, destinado a ser exhaustivo, incluye casi todas las soluciones disponibles de la Red Mundial de Sismógrafos Estándar (WWSSN) para el período de 1962 hasta parte de 1968, más una selección de soluciones fiables de eventos anteriores a 1962, e incluye datos de casi todas las regiones del mundo donde ocurren terremotos en el manto. El modelo de doble acoplamiento o dislocación por cizalladura del mecanismo de fuente es adecuado para todos los datos.

@article{doi101029rg009i001p00103,
    author = "Isacks, Bryan L. y Molnár, Péter",
    title = "Distribución de tensiones en la litosfera descendente a partir de un estudio global de soluciones de mecanismos focales de terremotos del manto",
    year = "1971",
    journal = "Reviews of Geophysics",
    abstract = "Un análisis región por región de 204 soluciones fiables de mecanismos focales para terremotos de profundidad intermedia y profunda apoya fuertemente la idea de que las porciones de la litosfera que descienden hacia el manto son guías de tensión en forma de lámina que alinean las tensiones generadoras de terremotos paralelas a las zonas sísmicas inclinadas. A profundidades intermedias, las tensiones extensionales paralelas al buzamiento de la zona predominan en zonas caracterizadas ya sea por brechas en la sismicidad en función de la profundidad o por una ausencia de terremotos profundos. Las tensiones compresionales paralelas al buzamiento de la zona son prevalentes en todas partes donde la zona existe por debajo de aproximadamente 300 km. Estos resultados indican que la litosfera se hunde en la astenosfera bajo su propio peso, pero encuentra resistencia a su movimiento descendente por debajo de aproximadamente 300 km. Resultados adicionales indican contorsiones y rupturas de las láminas descendentes; sin embargo, las tensiones atribuibles a la flexión simple de las placas no parecen ser importantes en la generación de terremotos subcorticales. Este resumen, destinado a ser exhaustivo, incluye casi todas las soluciones disponibles de la Red Mundial de Sismógrafos Estándar (WWSSN) para el período de 1962 hasta parte de 1968, más una selección de soluciones fiables de eventos anteriores a 1962, e incluye datos de casi todas las regiones del mundo donde ocurren terremotos en el manto. El modelo de doble acoplamiento o dislocación por cizalladura del mecanismo de fuente es adecuado para todos los datos.",
    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"
}

Este capítulo contiene las siguientes secciones: Introducción Mecanismo anterior Soluciones para los terremotos en las dorsales medio-oceánicas Análisis de datos Presentación de datos para las dorsales medio-oceánicas Extensiones de las dorsales medio-oceánicas Dorsal del Pacífico Oriental Comparación de los mecanismos inferidos con los deducidos por otros investigadores Conclusiones y discusión Referencias

@misc{doi1010029781118782149ch1,
    author = "Sykes, Lynn R.",
    title = "Mecanismo de los terremotos y naturaleza de las fallas en las dorsales medio-oceánicas",
    year = "1972",
    booktitle = "Serie de reimpresiones recopiladas",
    abstract = "Este capítulo contiene las siguientes secciones: Introducción Mecanismo anterior Soluciones para los terremotos en las dorsales medio-oceánicas Análisis de datos Presentación de datos para las dorsales medio-oceánicas Extensiones de las dorsales medio-oceánicas Dorsal del Pacífico Oriental Comparación de los mecanismos inferidos con los deducidos por otros investigadores Conclusiones y discusión Referencias",
    url = "https://doi.org/10.1002/9781118782149.ch1",
    doi = "10.1002/9781118782149.ch1",
    openalex = "W4249400877",
    references = "doi1010160025322764900489, doi1010160040195164900101, doi101038190854a0, doi101038199947a0, doi101038207343a0, doi101126science15437531164, doi101126science15437551405, doi101130spe65p1, doi101785bssa0350040175, doi105408002213687121"
}

@misc{sykes1972mechanism,
    author = "Sykes, Lynn R.",
    title = "Mecanismo de los terremotos y naturaleza de la falla en las dorsales mediooceánicas",
    year = "1972",
    booktitle = "Serie de reimpresiones recopiladas",
    url = "https://doi.org/10.1002/9781118782149.ch1",
    doi = "10.1002/9781118782149.ch1",
    openalex = "W4249400877",
    pages = "2131-2153",
    references = "doi1010160025322764900489, doi1010160040195164900101, doi101038190854a0, doi101038199947a0, doi101038207343a0, doi101126science15437531164, doi101126science15437551405, doi101130spe65p1, doi101785bssa0350040175, doi105408002213687121"
}

Se examinan los factores físicos que probablemente afectan el origen de las diversas rocas de falla—propiedades friccionales, temperatura, esfuerzo efectivo normal a la falla y esfuerzo diferencial—en relación con el presupuesto energético de las zonas de falla, los modos principales de velocidad de la falla y el tipo de falla, ya sea inversa, de cizalla o normal. En un modelo conceptual de una gran zona de falla que corta una corteza cristalina cuarzofeldespática, una zona de comportamiento elastico-friccional (EF) que genera rocas de falla de textura aleatoria (serie de gouge—brecha—cataclasto—pseudotacilita) se superpone a una región donde operan procesos cuasi-plásticos (QP) de deformación de roca en zonas de cizalla dúctiles con la producción de rocas de la serie miilonita que poseen fuertes texturas tectónicas. En algunos casos, las rocas de falla desarrolladas por fallas sísmicas transitorias pueden distinguirse de las generadas por cizalla aseísmica lenta. Las rocas de falla de textura aleatoria pueden formarse como resultado de la falla sísmica dentro de las zonas de cizalla dúctiles de vez en cuando, pero tienden a ser borradas por la cizalla continua. La resistencia a la cizalla dentro de la zona de falla alcanza un valor máximo (mayor para las fallas inversas y menor para las fallas normales) alrededor del nivel de transición EF/QP, que para gradientes geotérmicos normales y un suministro adecuado de agua, ocurre a profundidades de 10–15 km.

@article{doi101144gsjgs13330191,
    author = "Sibson, Richard H.",
    title = "Fault rocks and fault mechanisms",
    year = "1977",
    journal = "Journal of the Geological Society",
    abstract = "Physical factors likely to affect the genesis of the various fault rocks—frictional properties, temperature, effective stress normal to the fault and differential stress—are examined in relation to the energy budget of fault zones, the main velocity modes of faulting and the type of faulting, whether thrust, wrench, or normal. In a conceptual model of a major fault zone cutting crystalline quartzo-feldspathic crust, a zone of elastico-frictional (EF) behaviour generating random-fabric fault rocks (gouge—breccia—cataclasite series—pseudotachylyte) overlies a region where quasi-plastic (QP) processes of rock deformation operate in ductile shear zones with the production of mylonite series rocks possessing strong tectonite fabrics. In some cases, fault rocks developed by transient seismic faulting can be distinguished from those generated by slow aseismic shear. Random-fabric fault rocks may form as a result of seismic faulting within the ductile shear zones from time to time, but tend to be obliterated by continued shearing. Resistance to shear within the fault zone reaches a peak value (greatest for thrusts and least for normal faults) around the EF/QP transition level, which for normal geothermal gradients and an adequate supply of water, occurs at depths of 10–15 km.",
    url = "https://doi.org/10.1144/gsjgs.133.3.0191",
    doi = "10.1144/gsjgs.133.3.0191",
    openalex = "W2155128667",
    references = "doi1010160040195164900101, doi101098rsta19760079, doi101111j1365246x1967tb06218x, doi101144transed83387, doi105408002213687121"
}

Los mecanismos focales de los sismos intraplaca proporcionan el único medio actual para caracterizar el campo de estrés tectónico de larga longitud de onda en la litosfera oceánica. Sin embargo, las orientaciones de estrés inferidas de los mecanismos focales pueden no reflejar con precisión el estado de estrés en el área epicentral, o los esfuerzos medidos pueden estar dominados por fuentes locales en lugar de regionales. Para establecer un conjunto de datos con el que estudiar estas posibilidades, se ha compilado un catálogo exhaustivo de 159 sismos intraplaca oceánicos para eventos desde 1963 con mb 4.7 o mayores. Los mecanismos focales están disponibles para aproximadamente una cuarta parte de los eventos, y se presentan aquí varios mecanismos nuevos. Para un subconjunto representativo de este catálogo (83 eventos), se ha ensamblado la batimetría y la historia tectónica de las áreas epicentrales, y los sismos han sido calificados según su asociación con (1) una zona de falla preexistente, que podría desacoplar el eje P del mecanismo focal de la verdadera orientación del estrés compresivo máximo, y (2) un gran relieve batimétrico, que podría ser una fuente de grandes esfuerzos locales. Los sismos intraplaca oceánicos se encuentran comúnmente asociados con zonas de debilidad previa (generalmente zonas de fractura), pero no muestran ninguna asociación particular con grandes características batimétricas. En el Océano Índico central hay suficientes mecanismos focales disponibles para establecer una orientación bien definida NW-SE para los ejes P y presumiblemente para la dirección del mayor estrés compresivo. La consistencia de los ejes P de estos mecanismos ampliamente variables en presencia de la Dorsal de Novecientos Este, un sitio de deformación intraplaca mayor y gran relieve batimétrico, es notable. Una posible explicación es que en presencia de un gran número de fallas preexistentes con una gama de orientaciones, el deslizamiento ocurre en aquellas fallas que tienen grandes esfuerzos cortantes resueltos del campo de estrés regional. En tal instancia, el eje P de los mecanismos focales tenderá a mostrar una alineación consistente con la verdadera dirección del estrés máximo.

@article{doi101029jb085ib10p05389,
    author = "Bergman, Eric y Solomon, Sean C.",
    title = "Sismos intraplaca oceánicos: Implicaciones para el estrés intraplaca local y regional",
    year = "1980",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Los mecanismos focales de los sismos intraplaca proporcionan el único medio actual para caracterizar el campo de estrés tectónico de larga longitud de onda en la litosfera oceánica. Sin embargo, las orientaciones de estrés inferidas de los mecanismos focales pueden no reflejar con precisión el estado de estrés en el área epicentral, o los esfuerzos medidos pueden estar dominados por fuentes locales en lugar de regionales. Para establecer un conjunto de datos con el que estudiar estas posibilidades, se ha compilado un catálogo exhaustivo de 159 sismos intraplaca oceánicos para eventos desde 1963 con mb 4.7 o mayores. Los mecanismos focales están disponibles para aproximadamente una cuarta parte de los eventos, y se presentan aquí varios mecanismos nuevos. Para un subconjunto representativo de este catálogo (83 eventos), se ha ensamblado la batimetría y la historia tectónica de las áreas epicentrales, y los sismos han sido calificados según su asociación con (1) una zona de falla preexistente, que podría desacoplar el eje P del mecanismo focal de la verdadera orientación del estrés compresivo máximo, y (2) un gran relieve batimétrico, que podría ser una fuente de grandes esfuerzos locales. Los sismos intraplaca oceánicos se encuentran comúnmente asociados con zonas de debilidad previa (generalmente zonas de fractura), pero no muestran ninguna asociación particular con grandes características batimétricas. En el Océano Índico central hay suficientes mecanismos focales disponibles para establecer una orientación bien definida NW-SE para los ejes P y presumiblemente para la dirección del mayor estrés compresivo. La consistencia de los ejes P de estos mecanismos ampliamente variables en presencia de la Dorsal de Novecientos Este, un sitio de deformación intraplaca mayor y gran relieve batimétrico, es notable. Una posible explicación es que en presencia de un gran número de fallas preexistentes con una gama de orientaciones, el deslizamiento ocurre en aquellas fallas que tienen grandes esfuerzos cortantes resueltos del campo de estrés regional. En tal instancia, el eje P de los mecanismos focales tenderá a mostrar una alineación consistente con la verdadera dirección del estrés máximo.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb085ib10p05389",
    doi = "10.1029/jb085ib10p05389",
    openalex = "W1999221527"
}

Resumen. La longitud de onda y la amplitud de los levantamientos externos mar adentro de las zonas de subducción y de los arcos que rodean islas y montes submarinos se utilizan para parametrizar los perfiles de flexión en términos del momento y la curvatura en el primer cruce por cero. Los datos muestran una clara dependencia de la edad en el espesor mecánico de la litosfera hasta los 60–100 Myr. La saturación del momento a gran curvatura se interpreta en términos de una resistencia al flujo dependiente de la profundidad para la litosfera utilizando relaciones adoptadas de experimentos de laboratorio de deformación de rocas. Una comparación de curvas teóricas con momentos observados indica que la litosfera oceánica antigua no tiene resistencia a largo plazo por debajo de aproximadamente 40 km de profundidad, sin diferencia entre la corteza de 100 y 165 Myr. Las fuerzas de carga axial moderadas (±200 MPa) pueden explicar la mayoría de las variaciones en las observaciones de momento/curvatura, excepto en el caso de la Fosa de Kuril, que parece anómala dada la edad de la corteza. La tensión regional causa una mayor variabilidad en el momento en comparación con la compresión regional debido a la mayor pendiente en el envolvente de falla frágil bajo tensión. Las observaciones apuntan a una litosfera más débil que la predicción de la deformación experimental de rocas. De los posibles mecanismos de debilitamiento, la presión elevada de fluido de poro en las fallas no predice la correcta dependencia de la edad y es incompatible con los mecanismos focales de los terremotos. Nuestra explicación preferida es que la energía de activación, Q, apropiada para el flujo dúctil a tasas de deformación geológicas es menor que los valores derivados de extrapolaciones de laboratorio de datos de olivino seco tomados a altas temperaturas. Si los geotermos oceánicos recientes son fiables, Q en la litosfera inferior debe ser menor que 100 kcal mol−1. El método utilizado aquí es más apropiado para perfiles de fosa con curvaturas mayores que 10−7 m−1. Para curvaturas menores, como a lo largo de los perfiles de montes submarinos, pequeños errores en la estimación de la curvatura causan grandes cambios en los parámetros reológicos.

@article{doi101111j1365246x1982tb05994x,
    author = "McNutt, Marcia y Menard, H. W.",
    title = "Restricciones sobre la resistencia al flujo en la litosfera oceánica derivadas de observaciones de flexión",
    year = "1982",
    journal = "Geophysical Journal International",
    abstract = "Resumen. La longitud de onda y la amplitud de los levantamientos externos mar adentro de las zonas de subducción y de los arcos que rodean islas y montes submarinos se utilizan para parametrizar los perfiles de flexión en términos del momento y la curvatura en el primer cruce por cero. Los datos muestran una clara dependencia de la edad en el espesor mecánico de la litosfera hasta los 60–100 Myr. La saturación del momento a gran curvatura se interpreta en términos de una resistencia al flujo dependiente de la profundidad para la litosfera utilizando relaciones adoptadas de experimentos de laboratorio de deformación de rocas. Una comparación de curvas teóricas con momentos observados indica que la litosfera oceánica antigua no tiene resistencia a largo plazo por debajo de aproximadamente 40 km de profundidad, sin diferencia entre la corteza de 100 y 165 Myr. Las fuerzas de carga axial moderadas (±200 MPa) pueden explicar la mayoría de las variaciones en las observaciones de momento/curvatura, excepto en el caso de la Fosa de Kuril, que parece anómala dada la edad de la corteza. La tensión regional causa una mayor variabilidad en el momento en comparación con la compresión regional debido a la mayor pendiente en el envolvente de falla frágil bajo tensión. Las observaciones apuntan a una litosfera más débil que la predicción de la deformación experimental de rocas. De los posibles mecanismos de debilitamiento, la presión elevada de fluido de poro en las fallas no predice la correcta dependencia de la edad y es incompatible con los mecanismos focales de los terremotos. Nuestra explicación preferida es que la energía de activación, Q, apropiada para el flujo dúctil a tasas de deformación geológicas es menor que los valores derivados de extrapolaciones de laboratorio de datos de olivino seco tomados a altas temperaturas. Si los geotermos oceánicos recientes son fiables, Q en la litosfera inferior debe ser menor que 100 kcal mol−1. El método utilizado aquí es más apropiado para perfiles de fosa con curvaturas mayores que 10−7 m−1. Para curvaturas menores, como a lo largo de los perfiles de montes submarinos, pequeños errores en la estimación de la curvatura causan grandes cambios en los parámetros reológicos.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-246x.1982.tb05994.x",
    doi = "10.1111/j.1365-246x.1982.tb05994.x",
    openalex = "W1974405388"
}

Resumen Los modelos de zonas de falla en la corteza continental, basados en el análisis de texturas de deformación de rocas, sugieren que la profundidad de la actividad sísmica está controlada por el paso de un régimen predominantemente friccional sensible a la presión a una milonitización fuertemente dependiente de la temperatura y cuasi-plástica en grados de metamorfismo de esquistos verdes y superiores. Ahora existe suficiente conocimiento sobre las propiedades friccionales y reológicas de las rocas que contienen cuarzo para construir curvas aproximadas de resistencia-función de la profundidad para diferentes geotermas. En tales modelos, la resistencia al corte alcanza un pico agudo en la transición sísmica-aseísmica inferida. La profundidad máxima de la actividad microsísmica en las diversas provincias de flujo de calor de los Estados Unidos conexas generalmente se correlaciona bien con la transición friccional a cuasi-plástica modelada para los diferentes geotermas. Los terremotos más grandes (M L > 5.5) también tienden a nuclearse cerca de la base de la zona sismogénica. Esta región se postula que tiene la mayor concentración de energía de deformación para niveles de esfuerzo en falla, y puede considerarse la aspereza principal en las zonas de falla de la corteza.

@article{doi101785bssa0720010151,
    author = "Sibson, Richard H.",
    title = "Fault zone models, heat flow, and the depth distribution of earthquakes in the continental crust of the United States",
    year = "1982",
    journal = "Bulletin of the Seismological Society of America",
    abstract = "Resumen Los modelos de zonas de falla en la corteza continental, basados en el análisis de texturas de deformación de rocas, sugieren que la profundidad de la actividad sísmica está controlada por el paso de un régimen predominantemente friccional sensible a la presión a una milonitización fuertemente dependiente de la temperatura y cuasi-plástica en grados de metamorfismo de esquistos verdes y superiores. Ahora existe suficiente conocimiento sobre las propiedades friccionales y reológicas de las rocas que contienen cuarzo para construir curvas aproximadas de resistencia-función de la profundidad para diferentes geotermas. En tales modelos, la resistencia al corte alcanza un pico agudo en la transición sísmica-aseísmica inferida. La profundidad máxima de la actividad microsísmica en las diversas provincias de flujo de calor de los Estados Unidos conexas generalmente se correlaciona bien con la transición friccional a cuasi-plástica modelada para los diferentes geotermas. Los terremotos más grandes (M L > 5.5) también tienden a nuclearse cerca de la base de la zona sismogénica. Esta región se postula que tiene la mayor concentración de energía de deformación para niveles de esfuerzo en falla, y puede considerarse la aspereza principal en las zonas de falla de la corteza.",
    url = "https://doi.org/10.1785/bssa0720010151",
    doi = "10.1785/bssa0720010151",
    openalex = "W2309907070"
}

Los datos paleosismológicos para las zonas de fallas de Wasatch y San Andreas han llevado a la formulación del modelo de sismo característico, que postula que las fallas individuales y los segmentos de fallas tienden a generar esencialmente sismos del mismo tamaño o sismos característicos con un rango relativamente estrecho de magnitudes cerca del máximo. El análisis de coluvio derivado de escarpas en exposiciones de trincheras a través de la falla de Wasatch proporciona estimaciones del tiempo y desplazamiento asociados con sismos individuales de fallamiento superficial. En todos los sitios estudiados, el desplazamiento por evento ha sido consistentemente grande; los valores medidos oscilan entre 1,6 y 2,6 m, y el promedio es de aproximadamente 2 m. En base a la variabilidad en el tiempo de los eventos individuales, así como a los cambios en la morfología de la escarpa y la geometría de la falla, se reconocen seis segmentos principales a lo largo de la falla de Wasatch. En base al número más probable de eventos de fallamiento superficial (18) que han ocurrido en segmentos de la zona de falla de Wasatch durante los últimos 8000 años, se calcula un intervalo de recurrencia promedio de 400–666 años con un promedio preferido de 444 años para toda la zona. Los datos geológicos sobre la distribución del deslizamiento asociado con sismos prehistóricos y las tasas de deslizamiento a lo largo del segmento surcentral de la falla de San Andreas sugieren que el sismo M 8 de 1857 es un sismo característico para este segmento. Las comparaciones de las relaciones de recurrencia de sismos tanto en la falla de Wasatch como en la falla de San Andreas basadas en datos de sismicidad histórica y datos geológicos muestran que una extrapolación lineal (valor constante de b) de la curva de recurrencia acumulada desde las magnitudes más pequeñas conduce a subestimaciones graves de la frecuencia de ocurrencia de los sismos grandes o característicos. Solo asumiendo un valor bajo de b en el rango de magnitudes moderadas se pueden conciliar los datos de sismicidad sobre sismos pequeños con los datos geológicos sobre sismos grandes. El sismo característico parece ser un aspecto fundamental del comportamiento de las fallas de Wasatch y San Andreas y puede aplicarse a muchas otras fallas también.

@article{doi101029jb089ib07p05681,
    author = "Schwartz, David P. y Coppersmith, Kevin J.",
    title = "Comportamiento de fallas y sismos característicos: Ejemplos de las zonas de fallas de Wasatch y San Andreas",
    year = "1984",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Los datos paleosismológicos para las zonas de fallas de Wasatch y San Andreas han llevado a la formulación del modelo de sismo característico, que postula que las fallas individuales y los segmentos de fallas tienden a generar esencialmente sismos del mismo tamaño o sismos característicos con un rango relativamente estrecho de magnitudes cerca del máximo. El análisis de coluvio derivado de escarpas en exposiciones de trincheras a través de la falla de Wasatch proporciona estimaciones del tiempo y desplazamiento asociados con sismos individuales de fallamiento superficial. En todos los sitios estudiados, el desplazamiento por evento ha sido consistentemente grande; los valores medidos oscilan entre 1,6 y 2,6 m, y el promedio es de aproximadamente 2 m. En base a la variabilidad en el tiempo de los eventos individuales, así como a los cambios en la morfología de la escarpa y la geometría de la falla, se reconocen seis segmentos principales a lo largo de la falla de Wasatch. En base al número más probable de eventos de fallamiento superficial (18) que han ocurrido en segmentos de la zona de falla de Wasatch durante los últimos 8000 años, se calcula un intervalo de recurrencia promedio de 400–666 años con un promedio preferido de 444 años para toda la zona. Los datos geológicos sobre la distribución del deslizamiento asociado con sismos prehistóricos y las tasas de deslizamiento a lo largo del segmento surcentral de la falla de San Andreas sugieren que el sismo M 8 de 1857 es un sismo característico para este segmento. Las comparaciones de las relaciones de recurrencia de sismos tanto en la falla de Wasatch como en la falla de San Andreas basadas en datos de sismicidad histórica y datos geológicos muestran que una extrapolación lineal (valor constante de b) de la curva de recurrencia acumulada desde las magnitudes más pequeñas conduce a subestimaciones graves de la frecuencia de ocurrencia de los sismos grandes o característicos. Solo asumiendo un valor bajo de b en el rango de magnitudes moderadas se pueden conciliar los datos de sismicidad sobre sismos pequeños con los datos geológicos sobre sismos grandes. El sismo característico parece ser un aspecto fundamental del comportamiento de las fallas de Wasatch y San Andreas y puede aplicarse a muchas otras fallas también.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb089ib07p05681",
    doi = "10.1029/jb089ib07p05681",
    openalex = "W2079238116"
}

Hemos determinado los mecanismos de fuente (orientación de acoplamiento doble, momento, profundidad del centroide, función de tiempo de fuente) de 14 terremotos en la Dorsal Media del Atlántico Norte (0°–72°N) a partir de la inversión de formas de onda de P y SH de largo período. Todos los terremotos se caracterizan por fallamiento normal casi puro en planos de falla que se inclinan aproximadamente 45° y tienen rumbo paralelo a la tendencia local del eje de la dorsal. Los momentos varían entre 3 y 15×10 24 dyn cm, y las funciones de tiempo de fuente son todas de forma simple. Las formas de onda de P y S para todos los terremotos pueden ajustarse bien utilizando valores convencionales para t * (1 y 4 s, respectivamente). Todos estos terremotos son muy superficiales; las profundidades del centroide varían entre 1,2 y 3,1 km por debajo del fondo marino. Las ondas P de estos terremotos muestran fuertes reverberaciones de la columna de agua, lo que sugiere que la ruptura de la falla se extendió hasta el fondo marino. El período predominante de estas reverberaciones restringe la profundidad del agua en la región epicentral. Basándose en la profundidad del agua estimada y la ubicación epicentral, se puede demostrar que todos estos terremotos ocurrieron por debajo del piso interior del valle medio. Las profundidades del centroide no muestran correlación con ni la tasa de expansión ni el momento sísmico. Bajo la suposición de que la profundidad del centroide marca la profundidad media del deslizamiento de la falla, el fallamiento de los terremotos se extendió hasta profundidades de 2–6 km para estos eventos.

@article{doi101029jb091ib01p00579,
    author = "Huang, Paul Y. y Solomon, Sean C. y Bergman, Eric y Nábělek, J.",
    title = "Profundidades focales y mecanismo de los terremotos de la Dorsal Media del Atlántico Norte mediante inversión de formas de onda de cuerpo",
    year = "1986",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Hemos determinado los mecanismos de fuente (orientación de acoplamiento doble, momento, profundidad del centroide, función de tiempo de fuente) de 14 terremotos en la Dorsal Media del Atlántico Norte (0°–72°N) a partir de la inversión de formas de onda de P y SH de largo período. Todos los terremotos se caracterizan por fallamiento normal casi puro en planos de falla que se inclinan aproximadamente 45° y tienen rumbo paralelo a la tendencia local del eje de la dorsal. Los momentos varían entre 3 y 15×10 24 dyn cm, y las funciones de tiempo de fuente son todas de forma simple. Las formas de onda de P y S para todos los terremotos pueden ajustarse bien utilizando valores convencionales para t * (1 y 4 s, respectivamente). Todos estos terremotos son muy superficiales; las profundidades del centroide varían entre 1,2 y 3,1 km por debajo del fondo marino. Las ondas P de estos terremotos muestran fuertes reverberaciones de la columna de agua, lo que sugiere que la ruptura de la falla se extendió hasta el fondo marino. El período predominante de estas reverberaciones restringe la profundidad del agua en la región epicentral. Basándose en la profundidad del agua estimada y la ubicación epicentral, se puede demostrar que todos estos terremotos ocurrieron por debajo del piso interior del valle medio. Las profundidades del centroide no muestran correlación con ni la tasa de expansión ni el momento sísmico. Bajo la suposición de que la profundidad del centroide marca la profundidad media del deslizamiento de la falla, el fallamiento de los terremotos se extendió hasta profundidades de 2–6 km para estos 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 un estudio global de las características de origen e implicaciones tectónicas de grandes terremotos en dorsales oceánicas, informamos sobre las profundidades focales y mecanismos de los seis terremotos más grandes que han ocurrido en los últimos 20 años en el sistema de la dorsal media del océano ártico. Para cada terremoto, invertimos las formas de onda de P y SH de largo período para estimar los parámetros de la fuente puntual mejor ajustada, incluyendo el momento sísmico, la profundidad del centroide, la orientación de la fuente acoplada doble y la función de tiempo de la fuente. Tres de los terremotos ocurrieron en el centro de expansión oceánico en la Cuenca Euroasiática, a lo largo de segmentos de dorsal que se expanden a tasas medias de 4–6 mm/año. Estos eventos tienen mecanismos muy similares a los de los terremotos de cresta de dorsal en la Dorsal Media del Atlántico: casi puro deslizamiento normal en planos que se inclinan aproximadamente 45° y tienen rumbo paralelo al eje de la grieta, momentos de 4–5 × 10 24 dyn cm, profundidades de centroide de 1–2 km bajo el fondo marino y profundidades de agua (inferidas del período predominante de las reverberaciones de la columna de agua) apropiadas para las ubicaciones epicentrales dentro del valle medio. Los tres terremotos restantes, también caracterizados por deslizamiento normal, están asociados con la continuación del límite divergente de placas (2–3 mm/año de tasa media) hacia la plataforma continental del Mar de Láptev, donde la corteza se vuelve de naturaleza transicional. Uno de los terremotos de centro de expansión más grandes conocidos (25 de agosto de 1964, M 0 = 1 × 10 26 dyn cm) ocurrió donde la dorsal oceánica intersecta el borde exterior de la pendiente continental. La inversión de formas de onda para este evento puede resolver la ruptura unilateral de norte a sur (hacia la tierra) a lo largo de una falla de al menos 30 km de longitud. La profundidad de centroide preferida es de 5 km bajo el fondo marino en material cortical con una velocidad de cizallamiento inusualmente baja, pero no se puede descartar una profundidad de centroide tan grande como 15 km. Dos terremotos bajo la plataforma continental tienen profundidades de centroide significativamente mayores (10–20 km) que los terremotos de dorsal oceánica, indicando un régimen frágil más grueso y una estructura térmica más fría que los típicos de los centros de expansión oceánicos. El entorno tectónico de estos eventos es más representativo de la litosfera continental riftizada que de una dorsal oceánica.

@article{doi101029jb091ib14p13993,
    author = "Jemsek, John P. y Bergman, Eric y Nábělek, J. y Solomon, Sean C.",
    title = "Profundidades focales y mecanismos de grandes terremotos en el Sistema de la Dorsal Media del Océano Ártico",
    year = "1986",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Como parte de un estudio global de las características de origen e implicaciones tectónicas de grandes terremotos en dorsales oceánicas, informamos sobre las profundidades focales y mecanismos de los seis terremotos más grandes que han ocurrido en los últimos 20 años en el sistema de la dorsal media del océano ártico. Para cada terremoto, invertimos las formas de onda de P y SH de largo período para estimar los parámetros de la fuente puntual mejor ajustada, incluyendo el momento sísmico, la profundidad del centroide, la orientación de la fuente acoplada doble y la función de tiempo de la fuente. Tres de los terremotos ocurrieron en el centro de expansión oceánico en la Cuenca Euroasiática, a lo largo de segmentos de dorsal que se expanden a tasas medias de 4–6 mm/año. Estos eventos tienen mecanismos muy similares a los de los terremotos de cresta de dorsal en la Dorsal Media del Atlántico: casi puro deslizamiento normal en planos que se inclinan aproximadamente 45° y tienen rumbo paralelo al eje de la grieta, momentos de 4–5 × 10 24 dyn cm, profundidades de centroide de 1–2 km bajo el fondo marino y profundidades de agua (inferidas del período predominante de las reverberaciones de la columna de agua) apropiadas para las ubicaciones epicentrales dentro del valle medio. Los tres terremotos restantes, también caracterizados por deslizamiento normal, están asociados con la continuación del límite divergente de placas (2–3 mm/año de tasa media) hacia la plataforma continental del Mar de Láptev, donde la corteza se vuelve de naturaleza transicional. Uno de los terremotos de centro de expansión más grandes conocidos (25 de agosto de 1964, M 0 = 1 × 10 26 dyn cm) ocurrió donde la dorsal oceánica intersecta el borde exterior de la pendiente continental. La inversión de formas de onda para este evento puede resolver la ruptura unilateral de norte a sur (hacia la tierra) a lo largo de una falla de al menos 30 km de longitud. La profundidad de centroide preferida es de 5 km bajo el fondo marino en material cortical con una velocidad de cizallamiento inusualmente baja, pero no se puede descartar una profundidad de centroide tan grande como 15 km. Dos terremotos bajo la plataforma continental tienen profundidades de centroide significativamente mayores (10–20 km) que los terremotos de dorsal oceánica, indicando un régimen frágil más grueso y una estructura térmica más fría que los típicos de los centros de expansión oceánicos. El entorno tectónico de estos eventos es más representativo de la litosfera continental riftizada que de una dorsal oceánica.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb091ib14p13993",
    doi = "10.1029/jb091ib14p13993",
    openalex = "W1975000436",
    references = "doi101007bf00300398, doi1010160012821x78900717, doi101029jb073i018p05855, doi101029jb083ib11p05331, doi101029jb084ib03p01071, doi101029jb088ib05p04183, doi101029jb090ib08p06709, doi10113000167606197283619ssitna20co2, openalexw1579868249, sykes1967mechanism"
}

Hemos determinado las profundidades de los centroides y los mecanismos de origen de 12 grandes terremotos en fallas de transformación del margen medioatlántico norte a partir de una inversión de las formas de onda de ondas corporales de largo período. Los terremotos ocurrieron en las transformaciones Gibbs, Oceanographer, Hayes, Kane, 15°20′ y Vema. También hemos estimado la extensión de la profundidad de la fallación durante cada terremoto a partir de la profundidad del centroide y el ancho de la falla. Para cinco de las transformaciones, las profundidades de los centroides de los terremotos se encuentran en el rango de 7–10 km por debajo del fondo marino, y la profundidad máxima de la falla sísmica es de 14–20 km. En base a una comparación con un modelo térmico simple para fallas de transformación, esta profundidad máxima de comportamiento sísmico corresponde a una temperatura nominal de 900° ± 100°C. En contraste, la temperatura nominal que limita la profundidad máxima de la fallación durante terremotos intraplaca oceánicos con mecanismos de deslizamiento lateral es de 700° ± 100°C. La diferencia en estas temperaturas límite puede atribuirse a las diferentes tasas de deformación que caracterizan los entornos de fallas intraplaca y de transformación. Tres grandes terremotos en la transformación 15°20′ tienen profundidades de centroides más superficiales de 4–5 km y una profundidad máxima de falla sísmica de 10 km, correspondiendo a una temperatura límite de 600°C. La extensión más superficial del comportamiento sísmico a lo largo de la transformación 15°20′ puede estar relacionada con un episodio reciente de extensión a través de la transformación asociado con la migración norte de la triple unión entre las placas norteamericana, sudamericana y africana a su posición actual cerca de la transformación. Los mecanismos de origen para todos los eventos en este estudio muestran el movimiento de deslizamiento lateral esperado para terremotos de fallas de transformación; los azimutes de los vectores de deslizamiento concuerdan dentro de 2°–3° del rumbo local de la zona de fallación activa. Las únicas anomalías en el mecanismo fueron para dos terremotos cerca del extremo oeste de la transformación Vema que ocurrieron en planos de falla significativamente no verticales. Se observó fallación secundaria, que ocurrió ya sea precursora o cerca del final del episodio principal de ruptura de deslizamiento lateral, para cinco de los 12 terremotos. Para tres eventos, la fallación secundaria se caracterizó por movimiento inverso en planos de falla que cortan oblicuamente la tendencia de la transformación. En los tres casos, el sitio de la fallación inversa secundaria está cerca de un tramo compresional en la traza actual de la zona activa de la falla de transformación. No encontramos evidencia que respalde las conclusiones de Engeln, Wiens y Stein de que las fallas de transformación oceánicas en general son más calientes de lo esperado a partir de modelos térmicos simples o más débiles que la litosfera oceánica normal.

@article{doi101029jb093ib08p09027,
    author = "Bergman, Eric and Solomon, Sean C.",
    title = "Sismos de fallas transformantes en el Atlántico Norte: mecanismos de origen y profundidad de la fractura",
    year = "1988",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Hemos determinado las profundidades de los centroides y los mecanismos de origen de 12 grandes sismos en fallas transformantes del margen medioatlántico norte a partir de una inversión de formas de onda de ondas corporales de largo período. Los sismos ocurrieron en las fallas Gibbs, Oceanographer, Hayes, Kane, 15°20′ y Vema. También hemos estimado la extensión de profundidad de la fractura durante cada sismo a partir de la profundidad del centroide y el ancho de la falla. Para cinco de las fallas transformantes, las profundidades de los centroides de los sismos se encuentran en el rango de 7–10 km por debajo del fondo marino, y la profundidad máxima de la fractura sísmica es de 14–20 km. En base a una comparación con un modelo térmico simple para fallas transformantes, esta profundidad máxima de comportamiento sísmico corresponde a una temperatura nominal de 900° ± 100°C. En contraste, la temperatura nominal que limita la profundidad máxima de la fractura durante sismos intraplaca oceánicos con mecanismos de deslizamiento lateral es de 700° ± 100°C. La diferencia en estas temperaturas límite puede atribuirse a las diferentes tasas de deformación que caracterizan los entornos de fallas intraplaca y fallas transformantes. Tres grandes sismos en la falla transformante 15°20′ tienen profundidades de centroides más superficiales de 4–5 km y una profundidad máxima de fractura sísmica de 10 km, correspondientes a una temperatura límite de 600°C. La extensión más superficial del comportamiento sísmico a lo largo de la falla transformante 15°20′ puede estar relacionada con un episodio reciente de extensión a través de la falla asociado con la migración norte del punto triple entre las placas norteamericana, sudamericana y africana hasta su posición actual cerca de la falla. Los mecanismos de origen para todos los eventos en este estudio muestran el movimiento de deslizamiento lateral esperado para sismos de fallas transformantes; los azimutes de los vectores de deslizamiento concuerdan dentro de 2°–3° del rumbo local de la zona de fractura activa. Las únicas anomalías en el mecanismo fueron para dos sismos cerca del extremo occidental de la falla transformante Vema que ocurrieron en planos de falla significativamente no verticales. Se observó fractura secundaria, que ocurrió ya sea precursora o cerca del final del episodio principal de ruptura de deslizamiento lateral, para cinco de los 12 sismos. Para tres eventos, la fractura secundaria se caracterizó por movimiento inverso en planos de falla que cortan oblicuamente la tendencia de la falla transformante. En los tres casos, el sitio de la fractura inversa secundaria está cerca de un tramo de compresión en el trazado actual de la zona activa de la falla transformante. No encontramos evidencia que respalde las conclusiones de Engeln, Wiens y Stein de que las fallas transformantes oceánicas en general son más calientes de lo esperado a partir de modelos térmicos simples o más débiles que la litosfera oceánica 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"
}

Examinamos el cierre del circuito actual de movimiento de placas entre las placas africana, norteamericana y euroasiática para probar si estas placas son rígidas y si la falla Gloria es una falla transformante activa. También investigamos la posible existencia de microplacas que previamente se ha propuesto que se encuentren a lo largo de estos límites de placas, y comparamos la dirección de movimiento predicha a lo largo del límite de placa africano‐euroasiático en el Mediterráneo con la dirección de deslizamiento observada en terremotos. A partir de datos geofísicos marinos obtenemos 13 azimutes de fallas transformantes y 40 tasas de expansión promedio de 3 m.a., 34 de las cuales se determinan mediante la comparación de perfiles sintéticos de anomalías magnéticas con ∼140 perfiles observados. Los vectores de deslizamiento de 32 mecanismos focales de terremotos describen adicionalmente el movimiento de placas. Encuestas magnéticas detalladas al norte de Islandia proporcionan 11 tasas en una región donde los modelos previos de movimiento de placas tenían pocos datos. Los perfiles magnéticos al norte de la triple unión de los Azores registran una tasa de 24 mm/año, 4 mm/año más lenta que la utilizada por modelos previos. Las encuestas Gloria y Sea Beam miden con precisión los azimutes de siete fallas transformantes; nuestro modelo de movimiento de placas ajusta seis de las siete dentro de 2°. Dos fallas transformantes encuestadas por sonar de barrido lateral Gloria se encuentran cerca de las fallas transformantes A y B del área FAMOUS y dan azimutes 13° en sentido horario respecto a ellas. Debido a que estudios recientes muestran que las fallas transformantes de corto desplazamiento, como las fallas A y B, están en muchos lugares oblicuas a la dirección del movimiento de placas, excluimos los azimutes de fallas transformantes con menos de 35 km de desplazamiento. Los vectores que mejor se ajustan y que cumplen con el cierre se ajustan bien a los datos, excepto por un pequeño ajuste sistemático a los vectores de deslizamiento: en fallas transformantes con deslizamiento lateral derecho, los vectores de deslizamiento tienden a estar varios grados en sentido horario respecto al movimiento de placas y los azimutes de fallas mapeados, mientras que en fallas transformantes con deslizamiento lateral izquierdo, los vectores de deslizamiento tienden a estar varios grados en sentido antihorario respecto al movimiento de placas y los azimutes de fallas mapeados. Buscamos en el largo límite euroasiático‐norteamericano evidencia de una placa adicional, pero no encontramos ajustes sistemáticos a los datos. En particular, si existe una placa de Spitsbergen y se mueve relativa a Eurasia, su movimiento es menor de 3 mm/año. Un vector de Euler África‐Eurasia determinado sumando los vectores de Euler euroasiático‐norteamericano y africano‐norteamericano es consistente con la tendencia de la falla Gloria y con los vectores de deslizamiento de mecanismos focales de la cresta oriental de Azores‐Gibraltar. Un pequeño círculo, centrado en el polo de cierre‐enforcado África‐Eurasia, se ajusta a la traza de la falla Gloria. El modelo en el que se impuso el cierre predice ∼4 mm/año de deslizamiento a través de la cresta de Azores‐Gibraltar y convergencia noroeste cerca de Gibraltar, ∼45° más oblicua que la sugerida por un modelo reciente basado en ejes compresivos de mecanismos focales. Además, nuestro modelo predice direcciones de movimiento de placas que concuerdan bien con vectores de deslizamiento de tendencia noroeste de terremotos de empuje entre Gibraltar y Sicilia. Debido a que los vectores de cierre‐enforcado se ajustan a los datos casi tan bien como los vectores que mejor se ajustan, concluimos que los datos son consistentes con un modelo de placa rígida y con la falla Gloria siendo una falla transformante.

@article{doi101029jb094ib05p05585,
    author = "Argus, Donald F. y Gordon, Richard G. y DeMets, Charles y Stein, Seth",
    title = "Cierre del circuito de movimiento de placas África-Eurasia-Norteamérica y tectónica de la falla Gloria",
    year = "1989",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Examinamos el cierre del circuito actual de movimiento de placas entre las placas africana, norteamericana y euroasiática para probar si estas placas son rígidas y si la falla Gloria es una falla transformante activa. También investigamos la posible existencia de microplacas que previamente se propuso que se encontraran a lo largo de estos límites de placas, y comparamos la dirección de movimiento predicha a lo largo del límite de placa euroasiático en el Mediterráneo con la dirección de deslizamiento observada en terremotos. A partir de datos geofísicos marinos obtenemos 13 azimutes de fallas transformantes y 40 tasas de expansión promedio de 3 m.a., 34 de las cuales se determinan mediante la comparación de perfiles sintéticos de anomalías magnéticas con ∼140 perfiles observados. Los vectores de deslizamiento de 32 mecanismos focales de terremotos describen adicionalmente el movimiento de placas. Encuestas magnéticas detalladas al norte de Islandia proporcionan 11 tasas en una región donde los modelos previos de movimiento de placas tenían pocos datos. Los perfiles magnéticos al norte de la triple unión de los Azores registran una tasa de 24 mm/año, 4 mm/año más lenta que la utilizada por modelos previos. Las encuestas Gloria y Sea Beam miden con precisión los azimutes de siete fallas transformantes; nuestro modelo de movimiento de placas ajusta seis de las siete dentro de 2°. Dos fallas transformantes encuestadas por sonar de barrido lateral Gloria se encuentran cerca de las fallas transformantes A y B del área FAMOUS y dan azimutes 13° en sentido horario respecto a ellas. Debido a que estudios recientes muestran que las fallas transformantes de corto desplazamiento, como las fallas A y B, están en muchos lugares oblicuas a la dirección del movimiento de placas, excluimos los azimutes de fallas transformantes con menos de 35 km de desplazamiento. Los vectores que mejor se ajustan y que cumplen con el cierre se ajustan bien a los datos, excepto por un pequeño ajuste sistemático a los vectores de deslizamiento: en fallas transformantes con deslizamiento lateral derecho, los vectores de deslizamiento tienden a estar varios grados en sentido horario del movimiento de placas y los azimutes de fallas mapeados, mientras que en fallas transformantes con deslizamiento lateral izquierdo, los vectores de deslizamiento tienden a estar varios grados en sentido antihorario del movimiento de placas y los azimutes de fallas mapeados. Buscamos en el largo límite euroasiático-norteamericano evidencia de una placa adicional, pero no encontramos ajustes sistemáticos a los datos. En particular, si existe una placa de Spitsbergen y se mueve relativa a Eurasia, su movimiento es menor de 3 mm/año. Un vector de Euler África-Eurasia determinado sumando los vectores de Euler euroasiático-norteamericano y africano-norteamericano es consistente con la tendencia de la falla Gloria y con los vectores de deslizamiento de mecanismos focales de la cresta oriental de Azores-Gibraltar. Un pequeño círculo, centrado en el polo de cierre forzado África-Eurasia, se ajusta a la traza de la falla Gloria. El modelo en el que se impuso el cierre predice ∼4 mm/año de deslizamiento a través de la cresta de Azores-Gibraltar y convergencia noroeste cerca de Gibraltar, ∼45° más oblicua de lo sugerido por un modelo reciente basado en ejes compresivos de mecanismos focales. Además, nuestro modelo predice direcciones de movimiento de placas que concuerdan bien con los vectores de deslizamiento de tendencia noroeste de terremotos de empuje entre Gibraltar y Sicilia. Debido a que los vectores de cierre forzado se ajustan a los datos casi tan bien como los vectores de mejor ajuste, concluimos que los datos son consistentes con un modelo de placa rígida y con la falla Gloria siendo una falla transformante.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb094ib05p05585",
    doi = "10.1029/jb094ib05p05585",
    openalex = "W2025021642",
    references = "doi1010160040195181901311, doi101029jb084ib03p01071, doi101029jb093ib08p09027"
}

La tercera edición de este tratado clásico presenta una gran cantidad de nuevos temas y nuevas observaciones. Estos incluyen fenómenos de sismos lentos; fricción de filossilicatos, y a altas velocidades de deslizamiento; estructuras de fallas; roles relativos de fallas fuertes y sismogénicas versus fallas débiles y reptantes; desencadenamiento dinámico de sismos; sismos oceánicos; sismos de megaplancha en zonas de subducción; sismos profundos; y nuevas observaciones de fenómenos precursoros de sismos.

@article{doi105860choice281579,
    author = "Scholz, C. H., (Christopher H.)",
    title = "The mechanics of earthquakes and faulting",
    year = "1990",
    journal = "Choice Reviews Online",
    abstract = "La tercera edición de este tratado clásico presenta una gran cantidad de nuevos temas y nuevas observaciones. Estos incluyen fenómenos de sismos lentos; fricción de filossilicatos, y a altas velocidades de deslizamiento; estructuras de fallas; roles relativos de fallas fuertes y sismogénicas versus fallas débiles y reptantes; desencadenamiento dinámico de sismos; sismos oceánicos; sismos de megaplancha en zonas de subducción; sismos profundos; y nuevas observaciones de fenómenos precursoros de sismos.",
    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"
}

Se define el ancho hacia abajo de la zona sismogénica para 19 zonas de subducción. Este ancho se mide desde la base del prisma acretivo hasta la profundidad máxima de nucleación de eventos de empuje a lo largo del límite de placa. Esos dos puntos se toman para definir las transiciones de profundidad superior e inferior desde deslizamiento friccional estable hasta inestable. La transición de profundidad inferior se encuentra entre 35 y 70 km. El ángulo de inclinación de la zona de empuje también se reevalúa. Encontramos un aumento lineal en el ángulo de inclinación como función de la profundidad, cuya pendiente varía entre 0.2° y 0.6° km −1. El ancho hacia abajo obtenido, que generalmente es más estrecho que el determinado previamente por la mayoría de otros autores, varía de aproximadamente 50 a 150 km. También determinamos la relación entre la tasa de deslizamiento que ocurre en terremotos y la tasa de movimiento relativo de placas. Esta relación se define como el coeficiente de acoplamiento sísmico (a). Obtenemos dos estimaciones diferentes del coeficiente de acoplamiento sísmico: un valor promedio de 90 años de sismicidad y un valor obtenido utilizando el modelo de recurrencia predecible por deslizamiento para grandes terremotos. Encontramos una gran variación en los valores calculados de a a lo largo y entre zonas de subducción. Para la mayoría de las zonas de subducción, a es mucho menor que 1.0; para varias es menor que un pocos por ciento. A nivel mundial, no encontramos correlación significativa entre ni el coeficiente de acoplamiento sísmico ni el ancho de la zona sismogénica y los parámetros de subducción tales como la edad de la litosfera oceánica que está siendo subducida, las tasas de convergencia de placas o la velocidad absoluta de la placa superior en el marco de referencia de punto caliente. Tal correlación existe solo para unas pocas zonas de subducción individuales donde otros parámetros no varían tanto. Las variaciones observadas en el acoplamiento sísmico podrían explicarse como diferencias en el comportamiento friccional de los materiales en la interfaz de la placa. Algunas de estas diferencias pueden atribuirse a la subducción de grandes características batimétricas, la rugosidad de la topografía, la presencia de triple puntos inestables y dorsales de expansión activa, y la composición de sedimentos.

@article{doi10102993jb00349,
    author = "Pacheco, Javier F. y Sykes, Lynn R. y Scholz, Christopher H.",
    title = "Naturaleza del acoplamiento sísmico a lo largo de límites de placas simples del tipo de subducción",
    year = "1993",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Se define el ancho hacia abajo de la zona sismogénica para 19 zonas de subducción. Este ancho se mide desde la base del prisma acretivo hasta la profundidad máxima de nucleación de eventos de empuje a lo largo del límite de placa. Esos dos puntos se toman para definir las transiciones de profundidad superior e inferior desde deslizamiento friccional estable hasta inestable. La transición de profundidad inferior se encuentra entre 35 y 70 km. El ángulo de inclinación de la zona de empuje también se reevalúa. Encontramos un aumento lineal en el ángulo de inclinación como función de la profundidad, cuya pendiente varía entre 0.2° y 0.6° km −1. El ancho hacia abajo obtenido, que generalmente es más estrecho que el determinado previamente por la mayoría de otros autores, varía de aproximadamente 50 a 150 km. También determinamos la relación entre la tasa de deslizamiento que ocurre en terremotos y la tasa de movimiento relativo de placas. Esta relación se define como el coeficiente de acoplamiento sísmico (a). Obtenemos dos estimaciones diferentes del coeficiente de acoplamiento sísmico: un valor promedio de 90 años de sismicidad y un valor obtenido utilizando el modelo de recurrencia predecible por deslizamiento para grandes terremotos. Encontramos una gran variación en los valores calculados de a a lo largo y entre zonas de subducción. Para la mayoría de las zonas de subducción, a es mucho menor que 1.0; para varias es menor que un pocos por ciento. A nivel mundial, no encontramos correlación significativa entre ni el coeficiente de acoplamiento sísmico ni el ancho de la zona sismogénica y los parámetros de subducción tales como la edad de la litosfera oceánica que está siendo subducida, las tasas de convergencia de placas o la velocidad absoluta de la placa superior en el marco de referencia de punto caliente. Tal correlación existe solo para unas pocas zonas de subducción individuales donde otros parámetros no varían tanto. Las variaciones observadas en el acoplamiento sísmico podrían explicarse como diferencias en el comportamiento friccional de los materiales en la interfaz de la placa. Algunas de estas diferencias pueden atribuirse a la subducción de grandes características batimétricas, la rugosidad de la topografía, la presencia de triple puntos inestables y dorsales de expansión activa, y la composición de sedimentos.",
    url = "https://doi.org/10.1029/93jb00349",
    doi = "10.1029/93jb00349",
    openalex = "W2151513949",
    references = "doi101029jb094ib06p07293"
}

Postulamos que las fluctuaciones en la actividad magmática en las dorsales mediooceánicas perturban el esfuerzo principal horizontal mínimo a través de las fallas normales que delimitan las grietas, dando lugar a fases alternas de acreción magmática, que aumenta el ancho del valle, y extensión tectónica, que resulta en el crecimiento de la topografía de la pared interna de la grieta. Los estudios de batimetría a escala fina y las soluciones de plano de falla de terremotos muestran que las fallas normales activas en las dorsales de propagación lenta son características planares moderadamente inclinadas (aproximadamente 45°) a lo largo de toda la litosfera oceánica sismogénica. Un modelo cuantitativo simple que incluye la deformación flexural de una placa elástica de 10 km de espesor por deslizamiento en fallas normales de 45° de inclinación puede coincidir con los perfiles batimétricos a través de varios segmentos de dorsales de propagación lenta. La comparación entre las distribuciones de inclinación de terremotos de falla normal en dorsales mediooceánicas, en la región de fosa-cresta externa y en los continentes sugiere que la mayoría de los eventos de estos tres entornos tectónicos se iniciaron con inclinaciones cercanas a 45°, planteando preguntas sin respuesta sobre las condiciones mecánicas bajo las cuales se originaron las fallas.

@article{doi10102994jb02593,
    author = "Thatcher, Wayne y Hill, David P.",
    title = "Un modelo simple para la morfología generada por fallas de las dorsales mediooceánicas de propagación lenta",
    year = "1995",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Postulamos que las fluctuaciones en la actividad magmática en las dorsales mediooceánicas perturban el esfuerzo principal horizontal mínimo a través de las fallas normales que delimitan las grietas, dando lugar a fases alternas de acreción magmática, que aumenta el ancho del valle, y extensión tectónica, que resulta en el crecimiento de la topografía de la pared interna de la grieta. Los estudios de batimetría a escala fina y las soluciones de plano de falla de terremotos muestran que las fallas normales activas en las dorsales de propagación lenta son características planares moderadamente inclinadas (aproximadamente 45°) a lo largo de toda la litosfera oceánica sismogénica. Un modelo cuantitativo simple que incluye la deformación flexural de una placa elástica de 10 km de espesor por deslizamiento en fallas normales de 45° de inclinación puede coincidir con los perfiles batimétricos a través de varios segmentos de dorsales de propagación lenta. La comparación entre las distribuciones de inclinación de terremotos de falla normal en dorsales mediooceánicas, en la región de fosa-cresta externa y en los continentes sugiere que la mayoría de los eventos de estos tres entornos tectónicos se iniciaron con inclinaciones cercanas a 45°, planteando preguntas sin respuesta sobre las condiciones mecánicas bajo las cuales se originaron las fallas.",
    url = "https://doi.org/10.1029/94jb02593",
    doi = "10.1029/94jb02593",
    openalex = "W2100163176",
    references = "doi101007bf00369150, doi101007bf01204232, doi1010160148906289919852, doi1010160191814189900333, doi101017cbo9780511735349, doi10102993jb01565, doi101029jb091ib14p13993, doi101029jb093ib11p13421, doi101029tc007i005p00959, doi101111j1365246x1989tb02020x, doi101111j1365246x1991tb03906x"
}

El objetivo de esta Tesis fue interpretar el desarrollo estructural de segmentos de dorsales de propagación lenta mediante: 1) delimitar la naturaleza, magnitud e importancia relativa de los procesos tectónicos y volcánicos primarios que controlan la morfología de la corteza, 2) investigar la variabilidad espacial y temporal de estos procesos, y 3) examinar cómo las variaciones reológicas en la litosfera controlan su configuración estructural. Con ese fin, esta Tesis proporciona documentación detallada de fallas y volcanes (montes submarinos) en la Dorsal del Atlántico Medio desde 2525'N hasta 2710'N y que se extiende desde la corteza de edad cero en el eje de la dorsal hasta la corteza de -29 Ma en el flanco de la dorsal. Esta información se utilizó para analizar la evolución de la corteza oceánica desde su formación inicial en la valle de rift hasta su degradación por procesos de envejecimiento en el flanco de la dorsal. La acumulación de sedimentos afecta la expresión morfológica del fondo marino de la estructura de la corteza oceánica, y también se cartografiaron los espesores de sedimentos para facilitar el estudio del registro morfológico de la acreción y tectonismo de la corteza. Además, las condiciones de deformación en la litosfera se analizaron mediante el estudio de la microestructura y la geotermometría de milonitas de peridotita abisal recuperadas de zonas de falla en dorsales de propagación lenta.

@book{doi10157519125693,
    author = "Jaroslow, Gary E.",
    title = "El registro geológico de la acreción y tectonismo de la corteza oceánica en dorsales de propagación lenta",
    year = "1996",
    abstract = "El objetivo de esta Tesis fue interpretar el desarrollo estructural de segmentos de dorsales de propagación lenta mediante: 1) delimitar la naturaleza, magnitud e importancia relativa de los procesos tectónicos y volcánicos primarios que controlan la morfología de la corteza, 2) investigar la variabilidad espacial y temporal de estos procesos, y 3) examinar cómo las variaciones reológicas en la litosfera controlan su configuración estructural. Con ese fin, esta Tesis proporciona documentación detallada de fallas y volcanes (montes submarinos) en la Dorsal del Atlántico Medio desde 2525'N hasta 2710'N y que se extiende desde la corteza de edad cero en el eje de la dorsal hasta la corteza de -29 Ma en el flanco de la dorsal. Esta información se utilizó para analizar la evolución de la corteza oceánica desde su formación inicial en la valle de rift hasta su degradación por procesos de envejecimiento en el flanco de la dorsal. La acumulación de sedimentos afecta la expresión morfológica del fondo marino de la estructura de la corteza oceánica, y también se cartografiaron los espesores de sedimentos para facilitar el estudio del registro morfológico de la acreción y tectonismo de la corteza. Además, las condiciones de deformación en la litosfera se analizaron mediante el estudio de la microestructura y la geotermometría de milonitas de peridotita abisal recuperadas de zonas de falla en dorsales de propagación lenta.",
    url = "https://doi.org/10.1575/1912/5693",
    doi = "10.1575/1912/5693",
    openalex = "W1482970135",
    references = "doi1010029781118782149ch1, doi1010160040195187903489, doi101016019181419290053y, doi101029jb082i005p00803, doi101029jb085ib11p06248, doi101029jb088ib05p04183, doi101038326035a0, doi101086627339, doi101126science2605109771, doi101130001676061970812181htfoda20co2, doi101144gslsp19890420106, sykes1972mechanism"
}

Una secuencia de grandes terremotos interplaca de 1952 a 1965 a lo largo del arco de Aleutias y la fosa de Kurile-Kamchatka liberó tensiones acumuladas a lo largo de casi toda la porción norte del límite de la Placa del Pacífico. La evolución del estrés post-sísmico a través de las cuencas del Pacífico Norte y del Ártico, calculada a partir de un modelo de acoplamiento viscoelástico con una viscosidad astenosférica de 5 x 10(17) passegundos, es consistente con el desencadenamiento de terremotos intraplaca oceánicos, patrones temporales en la sismicidad en límites de placas remotos y mediciones geodésicas basadas en el espacio de velocidad anómala sobre un área de 7000 por 7000 kilómetros cuadrados durante el período de 30 años después de la secuencia.

@article{doi101126science28053671245,
    author = "Pollitz, Fred F. y Bürgmann, Roland y Romanowicz, Barbara",
    title = "Viscosidad de la astenosfera oceánica inferida a partir del desencadenamiento remoto de terremotos",
    year = "1998",
    journal = "Science",
    abstract = "Una secuencia de grandes terremotos interplaca de 1952 a 1965 a lo largo del arco de Aleutias y la fosa de Kurile-Kamchatka liberó tensiones acumuladas a lo largo de casi toda la porción norte del límite de la Placa del Pacífico. La evolución del estrés post-sísmico a través de las cuencas del Pacífico Norte y del Ártico, calculada a partir de un modelo de acoplamiento viscoelástico con una viscosidad astenosférica de 5 x 10(17) passegundos, es consistente con el desencadenamiento de terremotos intraplaca oceánicos, patrones temporales en la sismicidad en límites de placas remotos y mediciones geodésicas basadas en el espacio de velocidad anómala sobre un área de 7000 por 7000 kilómetros cuadrados durante el período de 30 años después de la secuencia.",
    url = "https://doi.org/10.1126/science.280.5367.1245",
    doi = "10.1126/science.280.5367.1245",
    openalex = "W1979854288",
    references = "doi101007bf00875969, doi10102994gl02118, doi10102994jb01405, doi10102997jb00514, doi10102997jb01277, doi101029jb084ib05p02348, doi101029jb085ib10p05389, doi101029jb091ib14p13993, doi101038359123a0, doi101111j1365246x1982tb05994x, doi101785bssa0840030935"
}

Se examinan las energías radiadas, ES, y los momentos sísmicos, M0, de 942 terremotos distribuidos globalmente que ocurrieron entre 1987 y 1998 para identificar los terremotos con las tensiones aparentes más altas (τa=μES/M0, donde μ es el módulo de rigidez). El τa promedio global para terremotos superficiales en todos los entornos tectónicos y regiones sísmicas es de 0.3 MPa. Sin embargo, el subconjunto de 49 terremotos con las tensiones aparentes más altas (τa mayor a aproximadamente 5.0 MPa) está dominado casi exclusivamente por terremotos de deslizamiento lateral que ocurren en entornos oceánicos. Estos terremotos se encuentran todos en el rango de profundidad de 7–29 km en el manto superior de la litosfera oceánica joven. Muchos de estos eventos ocurren cerca de triple puntos de límites de placas donde parecen existir altas tasas de deformación intraplaca. De hecho, la pequeña placa Gorda, que se deforma rápidamente, es responsable de 10 de los 49 eventos de alto τa. La distribución de profundidad de τa, que muestra valores pico algo mayores de 25 MPa en el rango de profundidad de 20–25 km, sugiere que los límites superiores de este parámetro son resultado de la resistencia de la litosfera oceánica. Una envoltura recientemente propuesta para la tensión aparente, derivada tomando el 6 por ciento de la resistencia inferida de experimentos de laboratorio para litosfera oceánica joven (menos de 30 Ma) que se deforma, concuerda bien con la envoltura de límites superiores de tensiones aparentes sobre el rango de profundidad de 5–30 km. La resistencia al corte dependiente de la profundidad correspondiente para la litosfera oceánica joven alcanza un valor pico de aproximadamente 575 MPa a una profundidad de 21 km y luego disminuye rápidamente a medida que aumenta la profundidad. Además de sus altas tensiones aparentes, que sugieren que la resistencia de la litosfera oceánica joven es más alta en el rango de profundidad de 10–30 km, nuestro conjunto de terremotos de alto τa muestra otras características que restringen la naturaleza de las fuerzas que causan el movimiento interplaca. Primero, nuestro conjunto de eventos se divide aproximadamente por igual entre deformación intraplaca y fallamiento transformante con distribuciones de profundidad de τa similares para ambos tipos. Segundo, muchos de los eventos intraplaca tienen mecanismos focales con ejes T normales a la cresta de la dorsal o zona de subducción más cercana y ejes P normales a la falla transformante próxima. Estas observaciones sugieren que las fuerzas asociadas con la reorganización de los límites de placas juegan un papel importante en la causa de terremotos de alto τa dentro de las placas oceánicas. Los límites transformantes existentes pueden estar desalineados con el movimiento actual de las placas. Para acomodar el movimiento actual de las placas, los límites de placas preexistentes tendrían que estar sujetos a grandes fuerzas horizontales de empuje transformante. Un ejemplo notable de esto es el triple punto cerca del cual ocurrió el segundo gran réplica de la secuencia del 1992 abril Cape Mendocino, California. Alternativamente, la resistencia de la zona de subducción puede ser aumentada por la colisión de una litosfera boyante, un proceso que también aumenta marcadamente el esfuerzo horizontal. Un ejemplo notable de esto es el Trinchera de Aleutia cerca del cual ocurrieron eventos grandes en el Golfo de Alaska a finales de 1987 y el terremoto de 1998 marzo Balleny Sea M= 8.2 dentro de la Placa Antártica.

@article{doi101046j1365246x200201720x,
    author = "Choy, George L. and McGarr, A.",
    title = "Sismos de deslizamiento lateral en la litosfera oceánica: observaciones de tensiones aparentes excepcionalmente altas",
    year = "2002",
    journal = "Geophysical Journal International",
    abstract = "Se examinan las energías radiadas, ES, y los momentos sísmicos, M0, para 942 sismos distribuidos globalmente que ocurrieron entre 1987 y 1998, para encontrar los sismos con las tensiones aparentes más altas (τa=μES/M0, donde μ es el módulo de rigidez). La τa promedio global para sismos superficiales en todos los entornos tectónicos y regiones sísmicas es de 0.3 MPa. Sin embargo, el subconjunto de 49 sismos con las tensiones aparentes más altas (τa mayor que aproximadamente 5.0 MPa) está dominado casi exclusivamente por sismos de deslizamiento lateral que ocurren en entornos oceánicos. Estos sismos se encuentran todos en el rango de profundidad de 7–29 km en el manto superior de la litosfera oceánica joven. Muchos de estos eventos ocurren cerca de triple puntos de límites de placas donde parecen existir altas tasas de deformación intraplaca. De hecho, la pequeña placa de Gorda, que se deforma rápidamente, es responsable de 10 de los 49 eventos de alto τa. La distribución de profundidad de τa, que muestra valores pico algo mayores que 25 MPa en el rango de profundidad de 20–25 km, sugiere que los límites superiores de este parámetro son resultado de la resistencia de la litosfera oceánica. Un reciente propuesto envoltorio para la tensión aparente, derivado tomando el 6 por ciento de la resistencia inferida de experimentos de laboratorio para litosfera oceánica joven (menos de 30 Ma) que se deforma, concuerda bien con el envoltorio de límites superiores de tensiones aparentes sobre el rango de profundidad de 5–30 km. La resistencia al corte dependiente de la profundidad correspondiente para la litosfera oceánica joven alcanza un valor pico de aproximadamente 575 MPa a una profundidad de 21 km y luego disminuye rápidamente a medida que aumenta la profundidad. Además de sus altas tensiones aparentes, que sugieren que la resistencia de la litosfera oceánica joven es más alta en el rango de profundidad de 10–30 km, nuestro conjunto de sismos de alto τa muestra otras características que restringen la naturaleza de las fuerzas que causan el movimiento interplaca. Primero, nuestro conjunto de eventos se divide aproximadamente por igual entre deformación intraplaca y fallamiento transformante con distribuciones de profundidad de τa similares para ambos tipos. Segundo, muchos de los eventos intraplaca tienen mecanismos focales con los ejes T normales a la cresta de la dorsal o zona de subducción más cercana y ejes P normales a la falla transformante próxima. Estas observaciones sugieren que las fuerzas asociadas con la reorganización de los límites de placas juegan un papel importante en causar sismos de alto τa dentro de las placas oceánicas. Los límites transformantes existentes pueden estar desalineados con el movimiento actual de las placas. Para acomodar el movimiento actual de las placas, los límites de placas preexistentes tendrían que someterse a grandes fuerzas horizontales de empuje transformante. Un ejemplo notable de esto es el triple punto cerca del cual ocurrió el segundo gran réplica de la secuencia de abril de 1992 en Cape Mendocino, California. Alternativamente, la resistencia de la zona de subducción puede ser aumentada por la colisión de una litosfera boyante, un proceso que también aumenta marcadamente el estrés horizontal. Un ejemplo notable de esto es la Fosa de las Aleutias cerca de la cual ocurrieron eventos grandes en el Golfo de Alaska a finales de 1987 y el terremoto de marzo de 1998 en el Mar de Balleny M= 8.2 dentro de la Placa Antártica.",
    url = "https://doi.org/10.1046/j.1365-246x.2002.01720.x",
    doi = "10.1046/j.1365-246x.2002.01720.x",
    openalex = "W2132379360",
    references = "doi101007bf00876528, doi10102995jb01460, doi101029jb076i011p02542, doi101029jb077i023p04432, doi101029jb085ib11p06248, doi101029jb086ib04p02825, doi101111j1365246x1975tb00631x, doi101111j1365246x1979tb02567x, doi101111j1365246x1990tb06579x, doi101111j1365246x1991tb06724x"
}

Investigamos los espectros de fuente de periodo largo de los terremotos transformantes oceánicos y encontramos que los componentes de ruptura lenta propuestos anteriormente pueden explicarse como artefactos generados por el procedimiento de modelado. Utilizamos ondas Rayleigh y Love de baja frecuencia (≤20 mHz) para calcular los espectros de amplitud de cinco terremotos en las fallas transformantes Romanche y Chain en el océano Atlántico ecuatorial central. Encontramos que los errores y aproximaciones en la profundidad del centroide, el mecanismo focal y la estructura terrestre en la fuente tienen efectos significativos en la forma de los espectros de fuente. Si se asumen los valores del catálogo global y un modelo crustal promedio, los espectros exhiben una energía anómala aparente en periodos largos que anteriormente se interpretó como resultado de una ruptura lenta. Recalculamos los espectros de fuente utilizando profundidades y tensores de momento determinados con precisión e independientemente, y una estructura crustal oceánica más realista en la región de la fuente. Los espectros de fuente resultantes son planos en periodos largos sin indicación de energía anómala de periodo largo. Nuestros resultados implican que los terremotos transformantes oceánicos no tienen comúnmente componentes de ruptura lenta detectables.

@article{doi1010292001jb000814,
    author = "Abercrombie, Rachel E. and Ekström, Göran",
    title = "A reassessment of the rupture characteristics of oceanic transform earthquakes",
    year = "2003",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Investigamos los espectros de fuente de periodo largo de los terremotos transformantes oceánicos y encontramos que los componentes de ruptura lenta propuestos anteriormente pueden explicarse como artefactos generados por el procedimiento de modelado. Utilizamos ondas Rayleigh y Love de baja frecuencia (≤20 mHz) para calcular los espectros de amplitud de cinco terremotos en las fallas transformantes Romanche y Chain en el océano Atlántico ecuatorial central. Encontramos que los errores y aproximaciones en la profundidad del centroide, el mecanismo focal y la estructura terrestre en la fuente tienen efectos significativos en la forma de los espectros de fuente. Si se asumen los valores del catálogo global y un modelo crustal promedio, los espectros exhiben una energía anómala aparente en periodos largos que anteriormente se interpretó como resultado de una ruptura lenta. Recalculamos los espectros de fuente utilizando profundidades y tensores de momento determinados con precisión e independientemente, y una estructura crustal oceánica más realista en la región de la fuente. Los espectros de fuente resultantes son planos en periodos largos sin indicación de energía anómala de periodo largo. Nuestros resultados implican que los terremotos transformantes oceánicos no tienen comúnmente componentes de ruptura lenta detectables.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2001jb000814",
    doi = "10.1029/2001jb000814",
    openalex = "W2060276802",
    references = "doi101046j1365246x200201720x"
}

El análisis de sismogramas de banda ancha del gran terremoto del 15 de julio de 2003 (M 7.6) en el océano Índico central revela un proceso de fuente inusual. La duración de la fuente, superior a un minuto, es más del doble de lo esperado según las relaciones de escala de los terremotos, sin embargo, ∼80% de la liberación de momento ocurrió en dos asperezas energéticas cerca del final de la ruptura. Estas dos asperezas se ubicaron en litósfera con una edad de 7 Ma o mayor. Un estudio anterior ha sugerido que los terremotos de deslizamiento lateral en litósfera oceánica con duraciones de fuente mucho más largas de lo esperado también tienen un proceso de ruptura lento y disipativo caracterizado por una baja energía sísmica radiada (y por lo tanto un bajo esfuerzo aparente). No encontramos evidencia de un proceso de ruptura lento para el terremoto de 2003. En cambio, la larga duración parece deberse únicamente a la nucleación cerca del activamente propagante Arco de Carlsberg, en litósfera más joven que 7 Ma. La litósfera oceánica más joven puede ser capaz de generar terremotos pequeños a moderados pero no puede sostener el deslizamiento en un evento grande debido a la liberación constante de deformación en eventos de creep aseísmicos. Los grandes terremotos de deslizamiento lateral dentro de la litósfera oceánica pueden ocurrir solo en las porciones centrales de largas fallas transformantes o en regiones intraplaca, rompiendo asperezas energéticas como las que fallaron en el terremoto del océano Índico central y llevando a la observación de que los terremotos de deslizamiento lateral oceánicos tienen los mayores esfuerzos aparentes entre la población global de terremotos superficiales.

@article{doi1010292005jb003785,
    author = "Antolik, Michael y Abercrombie, Rachel E. y Pan, Jianfeng y Ekström, Göran",
    title = "Características de ruptura del terremoto de magnitud M w 7.6 en el océano Índico central de 2003: Implicaciones para las propiedades sísmicas de la litósfera oceánica joven",
    year = "2006",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "El análisis de sismogramas de banda ancha del gran terremoto del 15 de julio de 2003 (M 7.6) en el océano Índico central revela un proceso de fuente inusual. La duración de la fuente, superior a un minuto, es más del doble de lo esperado según las relaciones de escala de los terremotos, sin embargo, ∼80% de la liberación de momento ocurrió en dos asperezas energéticas cerca del final de la ruptura. Estas dos asperezas se ubicaron en litósfera con una edad de 7 Ma o mayor. Un estudio anterior ha sugerido que los terremotos de deslizamiento lateral en litósfera oceánica con duraciones de fuente mucho más largas de lo esperado también tienen un proceso de ruptura lento y disipativo caracterizado por una baja energía sísmica radiada (y por lo tanto un bajo esfuerzo aparente). No encontramos evidencia de un proceso de ruptura lento para el terremoto de 2003. En cambio, la larga duración parece deberse únicamente a la nucleación cerca del activamente propagante Arco de Carlsberg, en litósfera más joven que 7 Ma. La litósfera oceánica más joven puede ser capaz de generar terremotos pequeños a moderados pero no puede sostener el deslizamiento en un evento grande debido a la liberación constante de deformación en eventos de creep aseísmicos. Los grandes terremotos de deslizamiento lateral dentro de la litósfera oceánica pueden ocurrir solo en las porciones centrales de largas fallas transformantes o en regiones intraplaca, rompiendo asperezas energéticas como las que fallaron en el terremoto del océano Índico central y llevando a la observación de que los terremotos de deslizamiento lateral oceánicos tienen los mayores esfuerzos aparentes entre la población global de terremotos superficiales.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2005jb003785",
    doi = "10.1029/2005jb003785",
    openalex = "W2060977265",
    references = "doi101046j1365246x200201720x"
}

La Zona de Falla Transformante Blanco (BTFZ) forma el límite de placa de ∼350 km de largo entre las placas del Pacífico y Juan de Fuca, entre los dorsales de Gorda y Juan de Fuca. Las redes sísmicas de banda ancha cercanas proporcionan un marco único para un estudio detallado y a largo plazo de la sismotectónica de un sistema entero de falla transformante oceánica (OTF). Utilizamos formas de onda regionales para determinar 129 parámetros de fuente de terremoto; combinados con 28 tensores de momento de Harvard, representan el conjunto de datos de parámetros de fuente OTF derivados de formas de onda más grande. La determinación conjunta del epicentro elimina el sesgo de ubicación rutinario hacia el noreste. Al proyectar la sismicidad sobre la BTFZ, determinamos las variaciones de la tasa de deslizamiento sísmico a lo largo de la falla. Los parámetros de fuente de terremoto y la morfología indican varios segmentos transformantes separados por escalones extensivos. El segmento oriental, desde el Dorsal de Gorda hasta la Depresión de Gorda, es una cuenca de tirón. La falla transformante más larga (∼150 km) que sigue la Cresta Blanco desde la Depresión de Gorda hasta la Depresión de Cascadia es sísmicamente muy activa, sísmicamente totalmente acoplada, tiene una zona sísmica más ancha (∼9 km) que otros segmentos transformantes de la BTFZ y acomoda los terremotos más grandes (M w 6.4–6.5) de la BTFZ. La interpretación de la Depresión de Cascadia como dorsal de expansión se apoya en el movimiento de placa paralelo a los ejes T de fallamiento normal. La expansión es actualmente tectónica; los terremotos a 9 km de profundidad indican una fuente profunda para intrusivos intermitentes y enfriamiento rápido postemplazamiento. Una falla transformante corta conecta con la Depresión Surveyor de tirón. La sismicidad ampliamente extendida a lo largo de la BTFZ occidental refleja una morfología compleja que indica una reorganización continua del límite de placa a lo largo de fallas subparalelas cortas y de ancho estrecho. El acoplamiento sísmico es bajo en áreas extensivas (≤15%) en comparación con las áreas transformantes (35–100%), lo que implica propiedades mecánicas diferentes. Las variaciones de la profundidad del centroide son consistentes con el corte de deslizamiento sísmico cerca de 600°C.

@article{doi1010292007jb005213,
    author = "Braunmiller, Jochen y Nábělek, J.",
    title = "Segmentación de la Zona de Falla Transformante Blanco a partir del análisis de sismos: Tectónica compleja de una falla transformante oceánica",
    year = "2008",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "La Zona de Falla Transformante Blanco (BTFZ) forma el límite de placa de ∼350 km de largo entre las placas del Pacífico y Juan de Fuca, entre los dorsales de Gorda y Juan de Fuca. Las redes sísmicas de banda ancha cercanas proporcionan un marco único para un estudio detallado y a largo plazo de la sismotectónica de un sistema entero de falla transformante oceánica (OTF). Utilizamos formas de onda regionales para determinar 129 parámetros de fuente de terremoto; combinados con 28 tensores de momento de Harvard, representan el conjunto de datos de parámetros de fuente OTF derivados de formas de onda más grande. La determinación conjunta del epicentro elimina el sesgo de ubicación rutinario hacia el noreste. Al proyectar la sismicidad sobre la BTFZ, determinamos las variaciones de la tasa de deslizamiento sísmico a lo largo de la falla. Los parámetros de fuente de terremoto y la morfología indican varios segmentos transformantes separados por escalones extensivos. El segmento oriental, desde el Dorsal de Gorda hasta la Depresión de Gorda, es una cuenca de tirón. La falla transformante más larga (∼150 km) que sigue la Cresta Blanco desde la Depresión de Gorda hasta la Depresión de Cascadia es sísmicamente muy activa, sísmicamente totalmente acoplada, tiene una zona sísmica más ancha (∼9 km) que otros segmentos transformantes de la BTFZ y acomoda los terremotos más grandes (M w 6.4–6.5) de la BTFZ. La interpretación de la Depresión de Cascadia como dorsal de expansión se apoya en el movimiento de placa paralelo a los ejes T de fallamiento normal. La expansión es actualmente tectónica; los terremotos a 9 km de profundidad indican una fuente profunda para intrusivos intermitentes y enfriamiento rápido postemplazamiento. Una falla transformante corta conecta con la Depresión Surveyor de tirón. La sismicidad ampliamente extendida a lo largo de la BTFZ occidental refleja una morfología compleja que indica una reorganización continua del límite de placa a lo largo de fallas subparalelas cortas y de ancho estrecho. El acoplamiento sísmico es bajo en áreas extensivas (≤15%) en comparación con las áreas transformantes (35–100%), lo que implica propiedades mecánicas diferentes. Las variaciones de la profundidad del centroide son consistentes con el corte de deslizamiento sísmico cerca de 600°C.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2007jb005213",
    doi = "10.1029/2007jb005213",
    openalex = "W2170344966",
    references = "doi1010160012825281900441, doi101017cbo9780511807442, doi101017cbo9780511818516, doi10102995eo00198, doi101029jb073i002p00777, doi101029jb084ib05p02348, doi101029jb091ib14p13993, doi101111j1365246x1969tb00259x, doi105860choice281579, openalexw1579868249, openalexw3041301201"
}

@article{doi101038nature07333,
    author = "Escartı́n, J. y Smith, Deborah K. y Cann, J. y Schouten, Hans y Langmuir, C. H. y Escrig, Stéphane",
    title = "Papel central de las fallas de desprendimiento en la acreción de la litosfera oceánica de expansión lenta",
    year = "2008",
    journal = "Nature",
    url = "https://doi.org/10.1038/nature07333",
    doi = "10.1038/nature07333",
    openalex = "W1986522418",
    references = "doi1010291999gc000026, doi10102996jb01781, doi10102998jb00167, doi101038321033a0, doi10103835084000, doi101038385329a0, doi101038nature03358, doi101130g224861, doi101130g23718a1, doi101130g24639a1"
}

Este capítulo contiene las siguientes secciones tituladas: Introducción Reología de la Litosfera Oceánica La Estructura Térmica de la Litosfera Oceánica Flexión y las Propiedades Elásticas de la Litosfera El Grosor de la Zona Sismogénica El Valle Medio y la Elevación Axial Morfología y Arquitectura Crustal de los Segmentos de Dorsal Estructura Litológica de las Dorsales Oceánicas Fallamiento en las Dorsales Oceánicas Resumen de Observaciones: Estructura Reológica de Dorsales de Expansión Lenta y Rápida Conclusiones

@incollection{doi101029148gm03,
    author = "Searle, R. C. y Escartı́n, J.",
    title = "La Reología y la Morfología de la Litosfera Oceánica y las Dorsales Oceánicas",
    year = "2011",
    booktitle = "Monografía Geofísica",
    abstract = "Este capítulo contiene las siguientes secciones tituladas: Introducción Reología de la Litosfera Oceánica La Estructura Térmica de la Litosfera Oceánica Flexión y las Propiedades Elásticas de la Litosfera El Grosor de la Zona Sismogénica El Valle Medio y la Elevación Axial Morfología y Arquitectura Crustal de los Segmentos de Dorsal Estructura Litológica de las Dorsales Oceánicas Fallamiento en las Dorsales Oceánicas Resumen de Observaciones: Estructura Reológica de Dorsales de Expansión Lenta y Rápida Conclusiones",
    url = "https://doi.org/10.1029/148gm03",
    doi = "10.1029/148gm03",
    openalex = "W1554533974",
    references = "doi10157519125693"
}

@article{doi101038nature09838,
    author = "Toro, Giulio Di y Han, Raehee y Hirose, Takehiro y Paola, N. De y Nielsen, S. B. y Mizoguchi, Kazuo y Ferri, F. y Cocco, M. y Shimamoto, Toshihiko",
    title = "Lubricación de fallas durante los terremotos",
    year = "2011",
    journal = "Nature",
    url = "https://doi.org/10.1038/nature09838",
    doi = "10.1038/nature09838",
    openalex = "W2076670652",
    references = "doi105860choice281579"
}

Se utilizan datos de ondas de cuerpo y manto de banda ancha para estudiar el terremoto del 23 de diciembre de 2004 en el Mar de Tasman. Al igual que en otros terremotos de deslizamiento lateral estudiados de la misma manera, los datos de ondas del manto indican que existen dos soluciones restringidas de acoplamiento doble puro, junto con una gama de mecanismos entre ellas, que encajan con los datos casi igual de bien. Los sismos secundarios reubicados para este estudio indican que la ruptura ocurrió en una zona de falla que se dobla bruscamente en la región epicentral. Se utilizan ondas de cuerpo S y P polarizadas horizontalmente para determinar los parámetros de ruptura. Un modelo con dos fallas encaja mejor con los datos. El plano de falla norte, con rumbo 160, buzamiento 86 y arqueo 5, es compatible con la solución de primer movimiento encontrada en este estudio y tiene un rumbo consistente con la zona de falla al norte de la curva. El plano de falla sur, con rumbo 178, buzamiento 54 y arqueo 65, tiene un rumbo consistente con la porción de la zona de falla al sur de la curva y tiene un buzamiento que puede explicarse por el estilo de deformación que está experimentando la región. Se calcula la solución del tensor de momento centróide del modelo de banda ancha y se encuentra que es consistente con la región de bajo error en el espacio de soluciones de ondas del manto. La solución de banda ancha tiene un momento de 1.53 10 21 N m (M w 8.1), nuevamente, consistente con los datos de ondas del manto. El deslizamiento se propagó bilateralmente con una velocidad de ruptura aproximada de 3 km s -1, el 80 por ciento de la velocidad de onda de corte local. El frente de ruptura está menos bien resuelto al sur del epicentro que al norte. La mayoría (75 por ciento) del momento originó del deslizamiento en la falla norte. Los datos de banda ancha requieren un deslizamiento significativo por debajo de la Moho oceánica, con hasta el 70 por ciento del momento debido al deslizamiento en el manto superior más frágil en el modelo preferido.

@article{doi101111j1365246x201105092x,
    author = "Robinson, David P.",
    title = "Un gran terremoto raro en una zona de falla fósil oceánica",
    year = "2011",
    journal = "Geophysical Journal International",
    abstract = "Se utilizan datos de ondas de cuerpo y manto de banda ancha para estudiar el terremoto del 23 de diciembre de 2004 en el Mar de Tasman. Al igual que en otros terremotos de deslizamiento lateral estudiados de la misma manera, los datos de ondas del manto indican que existen dos soluciones restringidas de acoplamiento doble puro, junto con una gama de mecanismos entre ellas, que encajan con los datos casi igual de bien. Los sismos secundarios reubicados para este estudio indican que la ruptura ocurrió en una zona de falla que se dobla bruscamente en la región epicentral. Se utilizan ondas de cuerpo S y P polarizadas horizontalmente para determinar los parámetros de ruptura. Un modelo con dos fallas encaja mejor con los datos. El plano de falla norte, con rumbo 160, buzamiento 86 y arqueo 5, es compatible con la solución de primer movimiento encontrada en este estudio y tiene un rumbo consistente con la zona de falla al norte de la curva. El plano de falla sur, con rumbo 178, buzamiento 54 y arqueo 65, tiene un rumbo consistente con la porción de la zona de falla al sur de la curva y tiene un buzamiento que puede explicarse por el estilo de deformación que está experimentando la región. Se calcula la solución del tensor de momento centróide del modelo de banda ancha y se encuentra que es consistente con la región de bajo error en el espacio de soluciones de ondas del manto. La solución de banda ancha tiene un momento de 1.53 10 21 N m (M w 8.1), nuevamente, consistente con los datos de ondas del manto. El deslizamiento se propagó bilateralmente con una velocidad de ruptura aproximada de 3 km s -1, el 80 por ciento de la velocidad de onda de corte local. El frente de ruptura está menos bien resuelto al sur del epicentro que al norte. La mayoría (75 por ciento) del momento originó del deslizamiento en la falla norte. Los datos de banda ancha requieren un deslizamiento significativo por debajo de la Moho oceánica, con hasta el 70 por ciento del momento debido al deslizamiento en el manto superior más frágil en el modelo preferido.",
    url = "https://doi.org/10.1111/j.1365-246x.2011.05092.x",
    doi = "10.1111/j.1365-246x.2011.05092.x",
    openalex = "W2168633688",
    references = "doi101046j1365246x200201720x"
}

La formación de complejos nucleares impulsada por la extensión litosférica es un proceso de primer orden de transferencia de calor y masa en la Tierra. Las estructuras de complejos nucleares se han reconocido en los continentes, en dorsales mediooceánicas de propagación lenta y ultralenta, y en márgenes continentales riftizados; en cada uno de estos entornos, la extensión ha impulsado la exhumación de la corteza profunda y/o del manto superior. El estilo de extensión y la magnitud de la exhumación de complejos nucleares están determinados fundamentalmente por la reología: (1) El acoplamiento entre capas frágiles y dúctiles regula los patrones de fallas en la capa frágil; y (2) la viscosidad de la capa en flujo está controlada predominantemente por el geotermia sincrónica de extensión y la presencia o ausencia de fundido. El historial presión-temperatura-tiempo-fluido-deformación de los complejos nucleares, investigado mediante estudios basados en campo y modelado, revela la magnitud, tasa y mecanismos de advección de calor y material desde niveles profundos a superficiales, así como las consecuencias para la evolución química y física de la litosfera, incluyendo el papel del desarrollo de complejos nucleares en la diferenciación cortical, los ciclos globales de elementos y la formación de menas. En esta revisión, proporcionamos un repaso de ∼40 años de literatura sobre complejos nucleares, discutimos procesos y preguntas relevantes para la formación y evolución de complejos nucleares en entornos continentales y oceánicos, destacamos la importancia de los complejos nucleares para la dinámica litosférica y proponemos algunas posibles direcciones para futuras investigaciones.

@article{doi101130b307541,
    author = "Whitney, Donna L. y Teyssier, Christian y Rey, Patrice y Buck, W. Roger",
    title = "Complejos nucleares continentales y oceánicos",
    year = "2012",
    journal = "Bulletin de la Geological Society of America",
    abstract = "La formación de complejos nucleares impulsada por la extensión litosférica es un proceso de primer orden de transferencia de calor y masa en la Tierra. Las estructuras de complejos nucleares se han reconocido en los continentes, en dorsales mediooceánicas de propagación lenta y ultralenta, y en márgenes continentales riftizados; en cada uno de estos entornos, la extensión ha impulsado la exhumación de la corteza profunda y/o del manto superior. El estilo de extensión y la magnitud de la exhumación de complejos nucleares están determinados fundamentalmente por la reología: (1) El acoplamiento entre capas frágiles y dúctiles regula los patrones de fallas en la capa frágil; y (2) la viscosidad de la capa en flujo está controlada predominantemente por el geotermia sincrónica de extensión y la presencia o ausencia de fundido. El historial presión-temperatura-tiempo-fluido-deformación de los complejos nucleares, investigado mediante estudios basados en campo y modelado, revela la magnitud, tasa y mecanismos de advección de calor y material desde niveles profundos a superficiales, así como las consecuencias para la evolución química y física de la litosfera, incluyendo el papel del desarrollo de complejos nucleares en la diferenciación cortical, los ciclos globales de elementos y la formación de menas. En esta revisión, proporcionamos un repaso de ∼40 años de literatura sobre complejos nucleares, discutimos procesos y preguntas relevantes para la formación y evolución de complejos nucleares en entornos continentales y oceánicos, destacamos la importancia de los complejos nucleares para la dinámica litosférica y proponemos algunas posibles direcciones para futuras investigaciones.",
    url = "https://doi.org/10.1130/b30754.1",
    doi = "10.1130/b30754.1",
    openalex = "W2071527329",
    references = "doi101007bf00300398, doi10102992jb02221, doi101038nature03358, doi101038nature07333, doi101130spe233p1"
}

Resumen Una secuencia de grandes terremotos de deslizamiento lateral ocurrió al oeste de la Fosa de Sonda, bajo la Cuenca de Wharton. Los primeros informes indican que el sismo principal fue extremadamente complejo, involucrando de tres a cuatro subeventos (M w > 8) con un laberinto de réplicas. Investigamos modelos de deslizamiento de los dos terremotos más grandes mediante inversión conjunta de datos de ondas sísmicas regionales y telesísmicas. Usando el sismo precursor de M w 7.2, desarrollamos funciones de Green híbridas para las estaciones regionales para aproximar la mezcla de trayectorias oceánicas y continentales. La geometría de la falla del sismo principal se define basándose en los resultados de proyección hacia atrás, mecanismos de fuente puntual, distribución de réplicas y ajuste fino de búsquedas en cuadrícula. El sistema de fallas contiene tres fallas, etiquetadas F1 (89°/289° para buzamiento/estriación), F2 (74°/20°) y F3 (60°/310°). La inversión indica que la ruptura principal consistió en una cascada de asperezas de alta caída de tensión (hasta 30 MPa), extendiéndose tan profundo como 50 km. La ruptura se propagó suavemente de una falla a la siguiente (F1, F2 y F3 en secuencia) con velocidades de ruptura de 2.0–2.5 km/s. El proceso completo duró aproximadamente 200 s, y la mayor liberación de momento (>70%) tuvo lugar en la F2 orientada N‐S. La réplica de M w 8.2 ocurrió aproximadamente 2 horas después en una falla orientada N‐S con una duración relativamente corta (~60 s) y también se rompió tan profundo como 50 km. Las distribuciones de deslizamiento sugieren que la secuencia sísmica fue parte de una amplia zona de cizalla de izquierda entre las placas Australiana e India y rompió toda la litosfera. Estos terremotos aparentemente reactivaron zonas de fractura existentes y probablemente fueron desencadenados por el desenganche del gran terremoto sumatranés de 2004.

@article{doi101002jgrb50267,
    author = "Wei, Shengji y Helmberger, D. V. y Avouac, Jean‐Philippe",
    title = "Modelado de los terremotos de 2012 en la cuenca de Wharton frente a Sumatra: Falla litosférica completa",
    year = "2013",
    journal = "Journal of Geophysical Research Solid Earth",
    abstract = "Resumen Una secuencia de grandes terremotos de deslizamiento lateral ocurrió al oeste de la Fosa de Sonda, bajo la Cuenca de Wharton. Los primeros informes indican que el sismo principal fue extremadamente complejo, involucrando de tres a cuatro subeventos (M w > 8) con un laberinto de réplicas. Investigamos modelos de deslizamiento de los dos terremotos más grandes mediante inversión conjunta de datos de ondas sísmicas regionales y telesísmicas. Usando el sismo precursor de M w 7.2, desarrollamos funciones de Green híbridas para las estaciones regionales para aproximar la mezcla de trayectorias oceánicas y continentales. La geometría de la falla del sismo principal se define basándose en los resultados de proyección hacia atrás, mecanismos de fuente puntual, distribución de réplicas y ajuste fino de búsquedas en cuadrícula. El sistema de fallas contiene tres fallas, etiquetadas F1 (89°/289° para buzamiento/estriación), F2 (74°/20°) y F3 (60°/310°). La inversión indica que la ruptura principal consistió en una cascada de asperezas de alta caída de tensión (hasta 30 MPa), extendiéndose tan profundo como 50 km. La ruptura se propagó suavemente de una falla a la siguiente (F1, F2 y F3 en secuencia) con velocidades de ruptura de 2.0–2.5 km/s. El proceso completo duró aproximadamente 200 s, y la mayor liberación de momento (>70\%) tuvo lugar en la F2 orientada N‐S. La réplica de M w 8.2 ocurrió aproximadamente 2 horas después en una falla orientada N‐S con una duración relativamente corta (\textasciitilde 60 s) y también se rompió tan profundo como 50 km. Las distribuciones de deslizamiento sugieren que la secuencia sísmica fue parte de una amplia zona de cizalla de izquierda entre las placas Australiana e India y rompió toda la litosfera. Estos terremotos aparentemente reactivaron zonas de fractura existentes y probablemente fueron desencadenados por el desenganche del gran terremoto sumatranés de 2004.",
    url = "https://doi.org/10.1002/jgrb.50267",
    doi = "10.1002/jgrb.50267",
    openalex = "W2108095936",
    references = "doi101046j1365246x200201720x"
}

Esta referencia esencial para estudiantes de posgrado e investigadores proporciona un tratamiento unificado de los terremotos y la falla como dos aspectos de la tectónica frágil en diferentes escalas de tiempo. La conexión íntima entre ambos se manifiesta en sus leyes de escala y poblaciones, que evolucionan desde el crecimiento de fracturas e interacciones entre fracturas. La conexión entre fallas y la sismicidad generada está gobernada por las leyes de fricción dependientes de la tasa y el estado, produciendo estilos sísmicos distintivos de falla y una gama de fenómenos sísmicos, incluidos réplicas, deslizamiento posterior, desencadenamiento de terremotos y eventos de deslizamiento lento. La tercera edición de este tratado clásico presenta una gran cantidad de nuevos temas y nuevas observaciones. Estos incluyen fenómenos de terremotos lentos; fricción de filossilicatos, a altas velocidades de deslizamiento; estructuras de fallas; roles relativos de fallas fuertes y sismogénicas versus fallas débiles y en deslizamiento; desencadenamiento dinámico de terremotos; terremotos oceánicos; terremotos de megaplanchas en zonas de subducción; terremotos profundos; y nuevas observaciones de fenómenos 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 referencia esencial para estudiantes de posgrado e investigadores proporciona un tratamiento unificado de los terremotos y la falla como dos aspectos de la tectónica frágil en diferentes escalas de tiempo. La conexión íntima entre ambos se manifiesta en sus leyes de escala y poblaciones, que evolucionan desde el crecimiento de fracturas e interacciones entre fracturas. La conexión entre fallas y la sismicidad generada está gobernada por las leyes de fricción dependientes de la tasa y el estado, produciendo estilos sísmicos distintivos de falla y una gama de fenómenos sísmicos, incluidos réplicas, deslizamiento posterior, desencadenamiento de terremotos y eventos de deslizamiento lento. La tercera edición de este tratado clásico presenta una gran cantidad de nuevos temas y nuevas observaciones. Estos incluyen fenómenos de terremotos lentos; fricción de filossilicatos, a altas velocidades de deslizamiento; estructuras de fallas; roles relativos de fallas fuertes y sismogénicas versus fallas débiles y en deslizamiento; desencadenamiento dinámico de terremotos; terremotos oceánicos; terremotos de megaplanchas en zonas de subducción; terremotos profundos; y nuevas observaciones de fenómenos 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"
}

@incollection{aydan2022faults,
    author = "Aydan, Ömer",
    title = "Fallas y mecanismo de fallamiento de terremotos",
    year = "2022",
    booktitle = "Ciencia e Ingeniería de Terremotos",
    url = "https://doi.org/10.1201/9781003164371-4",
    doi = "10.1201/9781003164371-4",
    openalex = "W4281400367",
    pages = "55-81"
}

Las fallas de despegue con gran desplazamiento se observan comúnmente en dorsales mediooceánicas de propagación lenta (MOR), típicamente en áreas con un suministro de magma moderado a bajo (por ejemplo, 13°20'N en la Dorsal del Atlántico Medio). Los despegues también se encuentran en secciones casi amagmáticas de MORs de propagación ultraslenta (por ejemplo, 64°E en la Dorsal del Océano Índico del Suroeste), donde la litosfera sismogénica es inusualmente gruesa (> 15 km). Allí, los despegues de polaridad opuesta se forman en secuencia y se cruzan entre sí en un régimen de "flip-flop". Estudios previos han demostrado que los marcados contrastes de resistencia, resultantes de una cohesión y/o fricción reducidas en las zonas de falla, promueven despegues estables. Aquí presentamos modelos termo-mecánicos 2-D basados en observaciones geológicas para examinar cómo los contrastes de resistencia entre las zonas de falla y la litosfera adyacente impactan los modos de fallamiento en un eje de dorsal ultraslenta y casi amagmática. Modelamos la litosfera frágil como un material elasto-plástico de Mohr-Coulomb, donde la cohesión y la fricción disminuyen con el aumento de la deformación plástica. Exploramos un amplio rango de contrastes de cohesión y fricción entre material deformado y material intacto. También consideramos la influencia de una litosfera inferior fuerte y viscosa sobre la deformación frágil de la litosfera superior comparando simulaciones que utilizan una ley de flujo de olivino seco con modelos donde la litosfera frágil transiciona abruptamente a un astenosfera de baja viscosidad. También se considera la circulación de fluidos en la litosfera axial somera, parametrizando tanto el enfriamiento como el efecto mecánico de la circulación hidrotermal. Nuestras simulaciones producen tres regímenes distintos: (1) desarrollo secuencial de horstes limitados por dos fallas antéticas activas, (2) formación de despegues interseccionantes de "flip-flopping", (3) despegues desbocados. El último caso describe modelos en los que un solo despegue permanece activo. En la naturaleza, este caso extremo no se observa, probablemente porque resulta en una migración excesiva del despegue hacia su muro colgante. Mostramos que estos 3 regímenes transicionan sobre un rango estrecho de contrastes de cohesión y fricción entre material deformado y material intacto (el contraste en el coeficiente de fricción sobre el cual nuestras simulaciones transicionan de los regímenes 1 a 3 es solo de 0.1 a 0.2). El daño distribuido en el muro de pie produce proto-fallas antéticas, pero su capacidad para madurar como fallas que rompen el fondo marino depende del grado de debilitamiento reológico. Una litosfera inferior más fuerte promueve tal fallamiento distribuido y modifica el inicio del régimen de despegue persistente a mayores contrastes de resistencia. El impacto de la presión hidrostática de los fluidos sobre los estilos tectónicos es relativamente menor en comparación con el debilitamiento de la falla. Los resultados de estas simulaciones son consistentes con un modelo analítico de equilibrio de fuerzas que compara la pérdida de resistencia de la falla (localizante) en los despegues con la fuerza flexional (delocalizante) que se desarrolla en la litosfera circundante. Los despegues persisten cuando la magnitud de la pérdida de resistencia de la falla excede la fuerza de flexión máxima. Encontramos que los despegues desbocados requieren una pérdida total de resistencia integrada superior a 1.5e12 N.m, equivalente en nuestros modelos a una caída en el coeficiente de fricción de ~0.25–0.3 en las zonas de falla. Por lo tanto, incluso un debilitamiento friccional moderado, tal como el permitido por la presencia de lizardita en la zona de falla (resistencia friccional de 0.45), permite fallamiento con gran desplazamiento (>15 km).

@misc{demont2025modes,
    author = "Demont, Antoine y Cannat, Mathilde y Olive, Jean-Arthur",
    title = "Modos de fallamiento de desprendimiento en dorsales oceánicas lentas y ultralentas",
    year = "2025",
    abstract = {Las fallas de desprendimiento de gran desplazamiento se observan comúnmente en dorsales oceánicas de expansión lenta (DOL), típicamente en áreas con un suministro de magma moderado a bajo (por ejemplo, 13°-20°N en la Dorsal del Atlántico Medio). Los desprendimientos también se encuentran en secciones casi amagmáticas de dorsales oceánicas ultralentas (por ejemplo, 64°E en la Dorsal del Océano Índico Sudoccidental), donde la litosfera sismogénica es inusualmente gruesa (> 15 km). Allí, los desprendimientos de polaridad opuesta se forman en secuencia y se cruzan entre sí en un régimen de "flip-flop". Estudios previos han demostrado que los marcados contrastes de resistencia, resultantes de una cohesión y/o fricción reducidas en las zonas de falla, promueven desprendimientos estables. Aquí presentamos modelos termo-mecánicos bidimensionales basados en observaciones geológicas para examinar cómo los contrastes de resistencia entre las zonas de falla y la litosfera adyacente impactan los modos de fallamiento en un eje de dorsal ultralenta y casi amagmática. Modelamos la litosfera frágil como un material elastoplástico de Mohr-Coulomb, donde la cohesión y la fricción disminuyen con el aumento de la deformación plástica. Exploramos un amplio rango de contrastes de cohesión y fricción entre el material deformado y el intacto. También consideramos la influencia de una litosfera inferior fuerte y viscosa sobre la deformación frágil de la litosfera superior comparando simulaciones que utilizan una ley de flujo de olivino seco con modelos donde la litosfera frágil transiciona abruptamente en una astenosfera de baja viscosidad. También se considera la circulación de fluidos en la litosfera axial somera, parametrizando tanto el enfriamiento como el efecto mecánico de la circulación hidrotermal. Nuestras simulaciones producen tres regímenes distintos: (1) desarrollo secuencial de horstes limitados por dos fallas antéticas activas, (2) formación de desprendimientos cruzados de "flip-flopping", (3) desprendimientos desbocados. El último caso describe modelos en los que un solo desprendimiento permanece activo. En la naturaleza, este caso extremo no se observa, probablemente porque resulta en una migración excesiva del desprendimiento hacia su muro colgante. Mostramos que estos 3 regímenes transicionan sobre un rango estrecho de contrastes de cohesión y fricción entre el material deformado y el intacto (el contraste en el coeficiente de fricción sobre el cual nuestras simulaciones transicionan de los regímenes 1 a 3 es solo de 0.1 a 0.2). El daño distribuido en el muro de pie produce proto-fallas antéticas, pero su capacidad para madurar como fallas que rompen el fondo marino depende del grado de debilitamiento reológico. Una litosfera inferior más fuerte promueve tal fallamiento distribuido y modifica el inicio del régimen de desprendimiento persistente a mayores contrastes de resistencia. El impacto de la presión hidrostática de los fluidos sobre los estilos tectónicos es relativamente menor en comparación con el debilitamiento de la falla. Los resultados de estas simulaciones son consistentes con un modelo analítico de equilibrio de fuerzas que compara la (localizante) pérdida de resistencia de la falla en los desprendimientos con la (delocalizante) fuerza flexional que se desarrolla en la litosfera circundante. Los desprendimientos persisten cuando la magnitud de la pérdida de resistencia de la falla excede la fuerza de flexión máxima. Encontramos que los desprendimientos desbocados requieren una pérdida total de resistencia integrada superior a 1.5e12 N.m, equivalente en nuestros modelos a una caída en el coeficiente de fricción de ~0.25-0.3 en las zonas de falla. Por lo tanto, incluso un debilitamiento friccional moderado, como el permitido por la presencia de lizardita en la zona de falla (resistencia friccional de 0.45), permite el fallamiento de gran desplazamiento (>15 km).},
    url = "https://doi.org/10.5194/egusphere-egu24-15593",
    doi = "10.5194/egusphere-egu24-15593",
    openalex = "W4392624399"
}