Resumo sobre terremotos geologia

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O que são ondas de terremoto? 
Ondas de terremoto, mais comumente conhecidas como 
ondas sísmicas , são vibrações geradas por um terremoto e 
propagadas dentro da Terra ou ao longo de sua superfície. 
Existem quatro tipos principais de ondas elásticas : duas, 
ondas primárias e secundárias, viajam dentro da Terra, 
enquanto as outras duas, ondas Rayleigh e Love, chamadas 
ondas de superfície, viajam ao longo de sua superfície. Além 
disso, as ondas sísmicas podem ser produzidas 
artificialmente por explosões. 
Por que um terremoto é perigoso? 
Ao longo dos séculos, os terramotos foram responsáveis por 
milhões de mortes e por uma quantidade incalculável de 
danos materiais. Dependendo da sua intensidade, os 
terremotos (especificamente, o grau em que causam 
tremores na superfície do solo) podem derrubar edifícios e 
pontes , romper gasodutos e outras infraestruturas e 
provocar deslizamentos de terra , tsunamis e vulcões . Esses 
fenômenos são os principais responsáveis por mortes e 
ferimentos. Terremotos muito grandes ocorrem em média 
uma vez por ano. 
 
Terremoto é definido como qualquer tremor repentino do 
solo causado pela passagem de ondas sísmicas pelas 
rochas da Terra . As ondas sísmicas são produzidas quando 
alguma forma de energia armazenada na crosta terrestre é 
liberada repentinamente, geralmente quando massas de 
rochas que se esforçam umas contra as outras 
repentinamente se fraturam e “escorregam”. Os terremotos 
ocorrem com mais frequência ao longo de áreas geológicas 
falhas , zonas estreitas onde os maciços rochosos se 
movem uns em relação aos outros. As principais falhas 
geológicas do mundo estão localizadas nas margens das 
enormes placas tectônicas que constituem a crosta terrestre. 
Pouco se sabia sobre os terremotos até o surgimento da 
sismologia no início do século XX. A sismologia , que 
envolve o estudo científico de todos os aspectos dos 
terremotos, produziu respostas para questões antigas como 
por que e como os terremotos ocorrem. 
 
Cerca de 50.000 terremotos grandes o suficiente para serem 
notados sem a ajuda de instrumentos ocorrem anualmente 
em toda a Terra. Destes, aproximadamente 100 são de 
tamanho suficiente para produzir danos substanciais se os 
seus centros estiverem próximos de áreas habitacionais. 
Terremotos muito grandes ocorrem em média uma vez por 
ano. Ao longo dos séculos, foram responsáveis por milhões 
de mortes e por uma quantidade incalculável de danos 
materiais. 
 
A natureza dos terremotos 
Causas de terremotos 
Os principais terremotos da Terra ocorrem principalmente 
emcinturões coincidentes com as margens das placas 
tectônicas. Isto tem sido evidente há muito tempo nos 
primeiros catálogos de terremotos sentidos e é ainda mais 
facilmente discernível nos mapas de sismicidade modernos 
, que mostram epicentros determinados instrumentalmente. 
O cinturão de terremotos mais importante é oCinturão 
Circum-Pacífico , que afeta muitas regiões costeiras 
povoadas ao redor do Oceano Pacífico — por exemplo, as 
da Nova Zelândia , Nova Guiné , Japão , Ilhas Aleutas , 
Alasca , e as costas ocidentais da América do Norte e do 
Sul. Estima-se que 80 por cento da energia atualmente 
libertada nos terramotos provém daqueles cujos epicentros 
estão nesta cintura. A atividade sísmica não é de forma 
alguma uniforme em todo o cinturão e há diversas 
ramificações em vários pontos. Como em muitos lugares o 
Cinturão Circum-Pacífico está associado à atividade 
vulcânica , ele foi popularmente apelidado de " Anel de Fogo 
do Pacífico ". 
 
Um segundo cinturão, conhecido como Cinturão Alpide , 
passa pela região do Mediterrâneo em direção ao leste 
através da Ásia e se junta ao Cinturão Circum-Pacífico nas 
Índias Orientais . A energia liberada em terremotos neste 
cinturão representa cerca de 15% do total mundial. Existem 
também impressionantes zonas interligadas de atividade 
sísmica, principalmente ao longo das dorsais oceânicas — 
incluindo as do Oceano Ártico , do Oceano Atlântico e do 
Oceano Índico ocidental — e ao longo dos vales em fendas 
da África Oriental . Esta distribuição global da sismicidade é 
melhor compreendida em termos da sua configuração de 
placas tectónicas . 
 
Forças naturais 
Os terremotos são causados pela liberação repentina de 
energia dentro de alguma região limitada das rochas da 
Terra . A energia pode ser liberada por deformação elástica 
, gravidade, reações químicas ou mesmo o movimento de 
corpos massivos. De todas estas, a libertação de 
deformação elástica é a causa mais importante, porque esta 
forma de energia é o único tipo que pode ser armazenado 
em quantidade suficiente na Terra para produzir grandes 
perturbações. Os terremotos associados a este tipo de 
liberação de energia são chamados de terremotos 
tectônicos. 
 
Tectônica 
Os terremotos são causados por uma fratura repentina de 
massas rochosas ao longo de uma falha geológica. 
Os terremotos tectônicos são explicados pelos chamados 
teoria do rebote elástico , formulada pelo geólogo norte-
americano Harry Fielding Reid após A Falha de San Andreas 
rompeu-se em 1906, gerando o grande terremoto de São 
Francisco . De acordo com a teoria, um terremoto tectônico 
ocorre quando as deformações nas massas rochosas se 
acumulam a um ponto em que as tensões resultantes 
excedem a resistência das rochas, resultando em fraturas 
repentinas. As fraturas propagam -se rapidamente através 
da rocha, geralmente tendendo na mesma direção e às 
vezes estendendo-se por muitos quilômetros ao longo de 
uma zona local de fraqueza. Em 1906, por exemplo, a falha 
de San Andreas deslizou ao longo de um avião de 430 km 
(270 milhas) de comprimento. Ao longo desta linha, o solo 
foi deslocado horizontalmente em até 6 metros (20 pés). 
 
À medida que a ruptura de uma falha progride ao longo ou 
para cima da falha, as massas rochosas são lançadas em 
direções opostas e, assim, retornam para uma posição onde 
há menos tensão. Em qualquer ponto este movimento pode 
ocorrer não de uma só vez, mas sim em passos irregulares; 
essas desacelerações e reinicializações repentinas dão 
origem às vibrações que se propagam como ondas sísmicas 
. Essas propriedades irregulares de ruptura de falhas estão 
agora incluídas na modelagem de fontes de terremotos, 
tanto física quanto matematicamente. As rugosidades ao 
longo da falha são chamadas de asperezas, e os locais onde 
a ruptura diminui ou para são chamados de barreiras de 
falha. A ruptura da falha começa no foco do terremoto, um 
local que em muitos casos está próximo de 5 a 15 km abaixo 
da superfície. A ruptura se propaga em uma ou ambas as 
direções sobre o plano da falha até ser interrompida ou 
desacelerada em uma barreira. Às vezes, em vez de parar 
na barreira, a ruptura da falha recomeça no outro lado; 
outras vezes, as tensões nas rochas rompem a barreira e a 
ruptura continua. 
 
Tipos de falhas em terremotos tectônicos 
Tipos de falhas em terremotos tectônicos. Nas falhas 
normais e reversas, as massas rochosas deslizam umas 
sobre as outras verticalmente. Nas falhas transcorrentes, 
eles deslizam um pelo outro horizontalmente. 
Os terremotos têm propriedades diferentes dependendo do 
tipo de deslizamento de falha que os causa (como mostrado 
na figura ). O modelo de falha usual tem um “strike” (isto é, 
a direção do norte tomada por uma linha horizontal no plano 
da falha) e um “dip” (o ângulo da horizontal mostrado pela 
inclinação mais íngreme da falha). A parede inferior de uma 
falha inclinada é chamada de lapa. Sobre a calçada está a 
parede suspensa. Quando as massas rochosas deslizam 
umas sobre as outras paralelamente ao impacto, o 
movimento é conhecido como falha de deslizamento . O 
movimento paralelo ao mergulho é chamado falha de 
deslizamento . As falhas de deslizamento são laterais direita 
ou lateral esquerda, dependendo se o bloco no lado oposto 
da falha de um observador se moveu para a direita ou para 
a esquerda. Em falhas de deslizamento, se o bloco da 
paredesuspensa se move para baixo em relação ao bloco 
da lapa, isso é chamado de falha “normal”; o movimento 
oposto, com a parede suspensa movendo-se para cima em 
relação à parede inferior, produz falha reversa ou de 
impulso. 
 
Supõe-se que todas as falhas conhecidas tenham sido a 
sede de um ou mais terremotos no passado, embora os 
movimentos tectônicos ao longo das falhas sejam 
frequentemente lentos e a maioria das falhas 
geologicamente antigas sejam agora assísmicas (ou seja, 
não causam mais terremotos). As falhas reais associadas a 
um terremoto podem ser complexas e muitas vezes não é 
claro se, em um terremoto específico, a energia total é 
proveniente de um único plano de falha. 
 
As falhas geológicas observadas mostram por vezes 
deslocamentos relativos da ordem de centenas de 
quilómetros ao longo do tempo geológico , enquanto os 
deslocamentos repentinos de deslizamento que produzem 
ondas sísmicas podem variar de apenas alguns centímetros 
a dezenas de metros . No terremoto de Tangshan de 1976 , 
por exemplo, um deslizamento superficial de cerca de um 
metro foi observado ao longo da falha causadora a leste de 
Pequim , e no terremoto de Taiwan de 1999, a falha de 
Chelung-pu deslizou até oito metros verticalmente. 
 
Vulcanismo 
Um tipo separado de terremoto está associado à atividade 
vulcânica e é chamado de terremoto vulcânico. No entanto, 
é provável que mesmo nesses casos a perturbação seja o 
resultado de um deslizamento repentino das massas 
rochosas adjacentes ao vulcão e da consequente libertação 
de energia de deformação elástica. A energia armazenada , 
no entanto, pode ser em parte de origem hidrodinâmica 
devido ao calor fornecido pelo magma que se move em 
reservatórios abaixo do vulcão ou à libertação de gás sob 
pressão. 
 
Existe uma correspondência clara entre a distribuição 
geográfica dos vulcões e os grandes sismos, 
particularmente na Faixa Circum-Pacífico e ao longo das 
dorsais oceânicas. As fontes vulcânicas, no entanto, estão 
geralmente a várias centenas de quilómetros dos epicentros 
da maioria dos grandes terramotos superficiais, e muitas 
fontes de terramotos não ocorrem perto de vulcões activos. 
Mesmo nos casos em que o foco de um terramoto ocorre 
directamente abaixo de estruturas marcadas por aberturas 
vulcânicas, provavelmente não existe uma ligação causal 
imediata entre as duas actividades; muito provavelmente 
ambos são o resultado dos mesmos processos tectônicos. 
 
Indução artificial 
Os terremotos são por vezes causados por atividades 
humanas, incluindo a injeção de fluidos em poços profundos, 
a detonação de grandes explosões nucleares subterrâneas, 
a escavação de minas e o enchimento de grandes 
reservatórios . No caso da mineração profunda , a remoção 
de rocha produz alterações nas deformações ao redor dos 
túneis. Pode ocorrer deslizamento em falhas adjacentes 
preexistentes ou estilhaçamento de rocha para fora das 
novas cavidades. Na injeção de fluido, acredita-se que o 
deslizamento seja induzido pela liberação prematura de 
deformação elástica, como no caso de terremotos 
tectônicos, após as superfícies da falha serem lubrificadas 
pelo líquido . Sabe-se que grandes explosões nucleares 
subterrâneas produzem deslizamentos em falhas já tensas 
nas proximidades dos dispositivos de teste. 
 
 
Indução de reservatório 
Das diversas atividades causadoras de terremotos citadas 
acima, o enchimento de grandes reservatórios está entre as 
mais importantes. Foram documentados mais de 20 casos 
significativos em que a sismicidade local aumentou após o 
represamento de água atrás de barragens altas. Muitas 
vezes, a causalidade não pode ser comprovada porque não 
existem dados que permitam comparar a ocorrência do 
terremoto antes e depois do enchimento do reservatório. Os 
efeitos de indução de reservatórios são mais marcantes para 
reservatórios com mais de 100 metros (330 pés) de 
profundidade e 1 km cúbico (0,24 milha cúbica) de volume. 
Três locais onde tais conexões provavelmente ocorreram 
são a Represa Hoover, nos Estados Unidos , a Barragem 
Alta de Assuã, no Egito, e a Barragem de Kariba na fronteira 
entre o Zimbabué e a Zâmbia . A explicação mais 
geralmente aceita para a ocorrência de terremotos em tais 
casos assume que as rochas próximas ao reservatório já 
estão tensionadas pelas forças tectônicas regionais a um 
ponto onde as falhas próximas estão quase prontas para 
deslizar. A água no reservatório adiciona uma perturbação 
de pressão que desencadeia a ruptura da falha. O efeito da 
pressão talvez seja aumentado pelo fato de que as rochas 
ao longo da falha têm menor resistência devido ao aumento 
da pressão dos poros da água. Apesar destes factores, o 
enchimento da maioria dos grandes reservatórios não 
produziu sismos suficientemente grandes para serem um 
perigo. 
 
Os mecanismos específicos da fonte sísmica associados à 
indução do reservatório foram estabelecidos em alguns 
casos. Para o choque principal noBarragem e reservatório 
de Koyna na Índia (1967), as evidências favorecem o 
movimento de falhas de deslizamento. Em ambos 
osBarragem Kremasta na Grécia (1965) e aBarragem de 
Kariba no Zimbábue-Zâmbia (1961), o mecanismo gerador 
era dip-slip em falhas normais. Por outro lado, os 
mecanismos de impulso foram determinados para fontes de 
terremotos no lago atrás Barragem de Nurek no Tadjiquistão 
. Mais de 1.800 terremotos ocorreram durante os primeiros 
nove anos após a água ter sido represada neste reservatório 
de 317 metros de profundidade em 1972, uma taxa que 
equivale a quatro vezes o número médio de choques na 
região antes do enchimento. 
 
Sismologia e explosões nucleares 
Em 1958, representantes de vários países, incluindo os 
Estados Unidos e a União Soviética , reuniram-se para 
discutir a base técnica para um tratado de proibição de 
testes nucleares . Entre as questões consideradas estava a 
viabilidade de desenvolver meios eficazes para detectar 
explosões nucleares e distingui-las sismicamente dos 
terremotos. Após essa conferência , muitas pesquisas 
especiais foram direcionadas para a sismologia , levando a 
grandes avanços na detecção e análise de sinais sísmicos. 
Trabalhos sismológicos recentes sobre verificação de 
tratados envolveram o uso de sismógrafos de alta resolução 
em uma rede mundial, estimando o rendimento de 
explosões, estudando a atenuação das ondas na Terra , 
determinando discriminantes de amplitude e espectro de 
frequência das ondas e aplicando matrizes sísmicas. As 
descobertas dessas pesquisas mostraram que as explosões 
nucleares subterrâneas, em comparação com os terremotos 
naturais, geralmente geram ondas sísmicas através do 
corpo da Terra que são de amplitude muito maior do que as 
ondas superficiais. Esta diferença reveladora , juntamente 
com outros tipos de evidências sísmicas, sugerem que uma 
rede internacional de monitorização de 270 estações 
sismográficas poderia detectar e localizar todos os eventos 
sísmicos de magnitude 4 e superiores no globo 
(correspondendo a uma produção explosiva de cerca de 100 
toneladas de TNT). 
 
Efeitos dos terremotos 
Aprenda como as placas da crosta terrestre se chocam e 
Os terremotos têm efeitos variados, incluindo mudanças nas 
características geológicas, danos a estruturas feitas pelo 
homem e impacto na vida humana e animal. A maioria 
destes efeitos ocorre em solo sólido , mas, como a maioria 
dos focos de terremotos estão localizados no fundo do 
oceano , efeitos graves são frequentemente observados ao 
longo das margens dos oceanos. 
 
Fenômenos de superfície 
Os terremotos costumam causar problemas dramáticos 
mudanças geomorfológicas , incluindo movimentos do solo - 
verticais ou horizontais - ao longo de traços de falhas 
geológicas ; subida, descida e inclinação da superfície do 
solo; mudanças no fluxo das águas subterrâneas ; 
liquefação de solo arenoso; deslizamentos de terra ; e fluxos 
de lama . A investigação das alterações topográficas é 
auxiliada por mediçõesgeodésicas , que são feitas 
sistematicamente em vários países gravemente afetados 
por terremotos. 
Os terremotos podem causar danos significativos a edifícios, 
pontes , oleodutos , ferrovias, aterros e outras estruturas. O 
tipo e a extensão dos danos infligidos estão relacionados 
com a força dos movimentos do solo e com o 
comportamento dos solos de fundação . Na região mais 
intensamente danificada , chamada área meizoseismal, os 
efeitos de um terremoto severo são geralmente complicados 
e dependem da topografia e da natureza dos materiais da 
superfície. São frequentemente mais graves em aluviões 
moles e sedimentos não consolidados do que em rochas 
duras . A distâncias superiores a 100 km (60 milhas) da 
fonte, os principais danos são causados pelas ondas 
sísmicas que viajam ao longo da superfície. Nas minas, 
frequentemente há poucos danos abaixo de profundidades 
de algumas centenas de metros, embora a superfície do solo 
imediatamente acima seja consideravelmente afetada. 
 
Os terremotos são frequentemente associados a relatos de 
sons e luzes distintos . Os sons são geralmente graves e 
foram comparados ao barulho de um trem subterrâneo 
passando por uma estação. A ocorrência de tais sons é 
consistente com a passagem de ondas sísmicas de alta 
frequência pelo solo. Ocasionalmente, flashes luminosos, 
serpentinas e bolas brilhantes foram relatados no céu 
noturno durante terremotos. Essas luzes foram atribuídas à 
indução elétrica no ar ao longo da fonte do terremoto. 
 
Tsunamis 
Depois de ser gerado por um terremoto submarino ou 
deslizamento de terra, um tsunami pode se propagar 
despercebido por vastas extensões de oceano aberto antes 
de atingir águas rasas e inundar a costa. 
Após certos terremotos, ondas de água de comprimento de 
onda muito longo nos oceanos ou mares varrem a costa. 
Mais apropriadamente chamadas de ondas sísmicas do mar 
ou tsunamis ( tsunami é uma palavra japonesa para “onda 
portuária”), são comumente chamadas de maremotos, 
embora as atrações da Lua e do Sol não desempenhem 
nenhum papel na sua formação. Às vezes, chegam à costa 
a grandes alturas – dezenas de metros acima do nível médio 
da maré – e podem ser extremamente destrutivos. 
A causa imediata usual de um tsunami é o deslocamento 
repentino do fundo do mar, suficiente para causar a subida 
ou descida repentina de uma grande massa de água. Esta 
deformação pode ser a origem da falha de um terremoto ou 
pode ser um deslizamento submarino decorrente de um 
terremoto. Grandes erupções vulcânicas ao longo da costa, 
como as de Thera (c. 1580 AC ) e Krakatoa (1883 DC ), 
também produziram tsunamis notáveis. O mais destrutivoO 
tsunami já registrado ocorreu em 26 de dezembro de 2004, 
depois que um terremoto deslocou o fundo do mar na costa 
de Sumatra , na Indonésia . Mais de 200.000 pessoas foram 
mortas por uma série de ondas que inundaram as costas da 
Indonésia ao Sri Lanka e chegaram mesmo à costa do Corno 
de África . 
 
Após a perturbação inicial na superfície do mar, as ondas de 
água espalharam-se em todas as direcções. Sua velocidade 
de deslocamento em águas profundas é dada pela fórmula 
(Raiz quadrada de√ g h ), onde h é a profundidade do mar 
eg é a aceleração da gravidade . Esta velocidade pode ser 
considerável – 100 metros por segundo (225 milhas por 
hora) quando h é 1.000 metros (3.300 pés). Contudo, a 
amplitude (isto é, a altura da perturbação) na superfície da 
água não excede alguns metros em águas profundas, e o 
comprimento de onda principal pode ser da ordem de 
centenas de quilómetros ; correspondentemente, o período 
da onda principal – isto é, o intervalo de tempo entre a 
chegada de cristas sucessivas – pode ser da ordem de 
dezenas de minutos. Devido a essas características, as 
ondas do tsunami não são percebidas pelos navios no mar. 
 
Quando os tsunamis se aproximam de águas rasas, 
entretanto, a amplitude das ondas aumenta. As ondas 
podem ocasionalmente atingir uma altura de 20 a 30 metros 
acima do nível médio do mar em portos e enseadas em 
forma de U e V. Eles caracteristicamente causam muitos 
danos em terrenos baixos ao redor dessas enseadas. 
Frequentemente, a frente de onda na entrada é quase 
vertical, como num furo de maré , e a velocidade de avanço 
pode ser da ordem de 10 metros por segundo. Em alguns 
casos existem várias ondas grandes separadas por 
intervalos de vários minutos ou mais. A primeira destas 
ondas é muitas vezes precedida por um extraordinário recuo 
da água da costa, que pode começar vários minutos ou 
mesmo meia hora antes. 
 
Organizações, nomeadamente no Japão , na Sibéria , no 
Alasca e no Havai , foram criadas para fornecer alertas de 
tsunami. Um desenvolvimento fundamental é oSistema de 
alerta de ondas marítimas sísmicas, um sistema com apoio 
internacional projetado para reduzir a perda de vidas no 
Oceano Pacífico . Centrado em Honolulu , emite alertas 
baseados em relatos de terremotos provenientes de 
estações sismográficas circun-Pacíficas. 
 
Seiches 
Seiches são movimentos rítmicos da água em baías ou 
lagos quase sem litoral que às vezes são induzidos por 
terremotos e tsunamis. Oscilações desse tipo podem durar 
horas ou até um ou dois dias. 
O grande terramoto de Lisboa de 1755 fez com que as águas 
dos canais e lagos em regiões tão distantes como a Escócia 
e a Suécia entrassem em oscilações observáveis. As ondas 
de Seiche em lagos do Texas , no sudoeste dos Estados 
Unidos , começaram entre 30 e 40 minutos após oTerremoto 
de 1964 no Alasca , produzido por ondas sísmicas de 
superfície que passam pela área. 
 
Um efeito relacionado é o resultado de ondas sísmicas de 
um terremoto que passam pela água do mar após sua 
refração através do fundo do mar. A velocidade dessas 
ondas é de cerca de 1,5 km (0,9 milhas) por segundo, a 
velocidade do som na água. Se tais ondas atingirem um 
navio com intensidade suficiente, darão a impressão de que 
o navio atingiu um objeto submerso. Este fenômeno é 
denominado maremoto. 
 
Intensidade e magnitude dos terremotos 
Escalas de intensidade 
A violência dos abalos sísmicos varia consideravelmente 
numa única área afetada. Como toda a gama de efeitos 
observados não é passível de uma definição quantitativa 
simples, a força do tremor é comumente estimada por 
referência a escalas de intensidade que descrevem os 
efeitos em termos qualitativos. As escalas de intensidade 
datam do final do século 19 e início do século 20, antes do 
desenvolvimento de sismógrafos capazes de medir com 
precisão o movimento do solo. Desde então, as divisões 
nestas escalas têm sido associadas a acelerações 
mensuráveis do tremor local do solo. A intensidade depende, 
no entanto, de uma forma complicada, não apenas das 
acelerações do solo, mas também dos períodos e outras 
características das ondas sísmicas, da distância do ponto de 
medição à fonte e da estrutura geológica local. Além disso, 
a intensidade, ou força, do terremoto é distinta da magnitude 
do terremoto , que é uma medida da amplitude , ou tamanho, 
das ondas sísmicas conforme especificado por uma leitura 
do sismógrafo . Veja abaixo a magnitude do terremoto . 
 
Várias escalas de intensidade diferentes foram 
estabelecidas durante o século passado e aplicadas a 
terremotos destrutivos atuais e antigos. Durante muitos 
anos, a escala mais utilizada foi uma escala de 10 pontos 
desenvolvida em 1878 por Michele Stefano de Rossi e 
François-Alphonse Forel . A escala agora geralmente 
empregada na América do Norte é a Escala Mercalli , 
modificada por Harry O. Wood e Frank Neumann em 1931, 
na qual a intensidade é considerada mais adequada. Uma 
forma resumida de 12 pontos da escala Mercalli modificada 
é fornecida abaixo. A intensidade VIII de Mercalli modificada 
está aproximadamente correlacionada com acelerações de 
pico de cerca de um quarto da gravidade ( g = 9,8 metros, 
ou 32,2 pés, por segundo ao quadrado) e velocidades de 
solo de 20 cm (8 polegadas) por segundo. Escalas 
alternativas foramdesenvolvidas no Japão e na Europa para 
as condições locais. A escala Europeia (MSK) de 12 graus é 
semelhante à versão abreviada do Mercalli. 
 
Escala Mercalli modificada de intensidade do terremoto 
I. Não senti. Efeitos marginais e de longo prazo de grandes 
terremotos. 
II. Sentido por pessoas em repouso, em andares superiores 
ou em outra posição favorável para sentir tremores. 
III. Sentido dentro de casa. Objetos pendurados balançam. 
As vibrações são semelhantes às causadas pela passagem 
de caminhões leves. A duração pode ser estimada. 
4. As vibrações são semelhantes às causadas pela 
passagem de camiões pesados (ou a um solavanco 
semelhante ao causado por uma bola pesada que atinge as 
paredes). Automóveis em pé são demais. Janelas, pratos, 
portas chacoalham. Os copos tilintam, as louças batem. Na 
faixa superior do grau IV, as paredes e molduras de madeira 
rangem. 
V. Sentido ao ar livre; direção pode ser estimada. Os 
adormecidos despertam. Os líquidos são mexidos, alguns 
derramados. Pequenos objetos são deslocados ou 
perturbados. As portas balançam, abrem, fecham. Os 
relógios de pêndulo param, iniciam e mudam de velocidade. 
VI. Sentido por todos; muitos ficam assustados e correm 
para fora. As pessoas andam instáveis. Fotos caem das 
paredes. Os móveis se movem ou tombam. Gesso fraco e 
fissuras na alvenaria. Pequenos sinos tocam (igreja, escola). 
Árvores, arbustos tremem. 
VII. Difícil de ficar de pé. Notado por motoristas de 
automóveis. Objetos pendurados tremendo. Móveis 
quebrados. Danos à alvenaria fraca. Chaminés fracas 
quebradas na linha do telhado. Queda de reboco, tijolos 
soltos, pedras, azulejos, cornijas. Ondas em lagoas; água 
turva com lama. Pequenos escorregas e escavações ao 
longo de bancos de areia ou cascalho . Grandes sinos 
tocando. Valas de irrigação de concreto danificadas. 
VIII. Direção de automóveis afetada. Danos à alvenaria; 
colapso parcial. Alguns danos em alvenaria armada; 
nenhum para alvenaria armada projetada para resistir a 
forças laterais. Queda de estuques e algumas paredes de 
alvenaria. Torção, queda de chaminés, chaminés de 
fábricas, monumentos, torres, tanques elevados. As casas 
de madeira moviam-se sobre fundações se não fossem 
aparafusadas; paredes de painéis soltos jogadas fora. 
Estacas deterioradas quebradas. Galhos quebrados de 
árvores. Mudanças na vazão ou temperatura de nascentes 
e poços. Rachaduras em solo úmido e encostas íngremes. 
IX. Pânico geral. Alvenaria fraca destruída; alvenaria comum 
fortemente danificada, às vezes com colapso total; alvenaria 
armada seriamente danificada. Graves danos aos 
reservatórios. Canos subterrâneos quebrados. Rachaduras 
visíveis no solo. Nas áreas aluviais , areia e lama são 
ejetadas; fontes de terremotos, crateras de areia. 
X. A maioria das alvenarias e estruturas destruídas 
juntamente com suas fundações. Algumas estruturas e 
pontes de madeira bem construídas foram destruídas. 
Danos graves em barragens, diques e aterros. Grandes 
deslizamentos de terra. Água jogada nas margens de 
canais, rios, lagos e assim por diante. Areia e lama 
deslocaram-se horizontalmente nas praias e terrenos planos 
. Os trilhos da ferrovia dobraram ligeiramente. 
XI. Os trilhos dobraram muito. Tubulações subterrâneas 
completamente fora de serviço. 
XII. Danos quase totais. Grandes massas rochosas foram 
deslocadas. Linhas de visão e nível distorcidos. Objetos 
lançados ao ar. 
Com o uso de uma escala de intensidade, é possível resumir 
esses dados de um terremoto através da construção de 
curvas isoseísmicas, que são linhas que conectam pontos 
de igual intensidade. Se houvesse simetria completa em 
relação à vertical através do foco do terremoto, os 
isoseismais seriam círculos com oepicentro (o ponto na 
superfície da Terra imediatamente acima de onde o 
terremoto se originou) como centro. No entanto, devido aos 
muitos factores geológicos assimétricos que influenciam a 
intensidade, as curvas estão frequentemente longe de ser 
circulares. A posição mais provável do epicentro é 
frequentemente considerada num ponto dentro da área de 
maior intensidade. Em alguns casos, dados instrumentais 
verificam este cálculo, mas não raro o verdadeiro epicentro 
situa-se fora da área de maior intensidade. 
 
Magnitude do terremoto 
A magnitude do terremoto é uma medida do “tamanho”, ou 
amplitude , das ondas sísmicas geradas por uma fonte de 
terremoto e registradas por sismógrafos. (Os tipos e a 
natureza dessas ondas são descritos na seção Ondas 
sísmicas .) Como o tamanho dos terremotos varia 
enormemente, é necessário, para fins de comparação, 
comprimir a faixa de amplitudes das ondas medidas em 
sismogramas por meio de um dispositivo matemático. Em 
1935, o sismólogo americanoCharles F. Richter estabeleceu 
uma magnitudeescala de terremotos como o logaritmo na 
base 10 da amplitude máxima da onda sísmica (em 
milésimos de milímetro) registrada em um sismógrafo 
padrão (o sismógrafo de pêndulo de torção Wood-Anderson) 
a uma distância de 100 km (60 milhas) do epicentro do 
terremoto . A redução das amplitudes observadas a várias 
distâncias às amplitudes esperadas à distância padrão de 
100 km é feita com base em tabelas empíricas . As 
magnitudes Richter M L são calculadas partindo do 
pressuposto de que a razão entre as amplitudes máximas 
das ondas em duas distâncias determinadas é a mesma 
para todos os terremotos e é independente do azimute. 
 
Richter aplicou pela primeira vez sua escala de magnitude a 
terremotos de foco raso registrados a 600 km do epicentro 
na região sul da Califórnia . Posteriormente, foram 
elaboradas tabelas empíricas adicionais, onde poderiam ser 
utilizadas observações feitas em estações distantes e em 
sismógrafos diferentes do tipo padrão. As tabelas empíricas 
foram estendidas para cobrir terremotos de todas as 
profundidades focais significativas e para permitir 
estimativas independentes de magnitude a partir de 
observações de ondas corporais e de superfície. Uma forma 
atual da escala Richter é mostrada nomesa. 
 
Escala Richter de magnitude do terremoto 
nível de 
magnitude 
categoria efeitos 
terremotos 
por ano 
menos de 1,0 a 
2,9 
micro 
geralmente não é sentido pelas pessoas, 
embora gravado em instrumentos locais 
mais de 100.000 
3,0–3,9 menor 
sentido por muitas pessoas; nenhum 
dano 
12.000–100.000 
4,0–4,9 luz 
sentido por todos; pequena quebra de 
objetos 
2.000–12.000 
5,0–5,9 moderado alguns danos a estruturas fracas 200–2.000 
6,0–6,9 forte danos moderados em áreas povoadas 20–200 
7,0–7,9 principal 
danos graves em grandes áreas; perda 
de vida 
3–20 
8.0 e superior ótimo 
destruição severa e perda de vidas em 
grandes áreas 
menos de 3 
 
Atualmente, uma série de escalas de magnitude diferentes 
são usadas por cientistas e engenheiros como medida do 
tamanho relativo de um terremoto. A magnitude da onda P ( 
M b ), por exemplo, é definida em termos da amplitude da 
onda P registrada em um sismógrafo padrão. Da mesma 
forma, a magnitude da onda de superfície ( M s ) é definida 
em termos do logaritmo da amplitude máxima do movimento 
do solo para ondas de superfície com um período de onda 
de 20 segundos. 
 
Conforme definido, uma escala de magnitude de terremoto 
não tem limite inferior ou superior. Sismógrafos sensíveis 
podem registrar terremotos com magnitudes de valor 
negativo e registraram magnitudes de até cerca de 9,0. (O 
terremoto de São Francisco de 1906 , por exemplo, teve 
magnitude Richter de 8,25.) 
 
Uma fraqueza científica é que não existe uma base 
mecânica direta para a magnitude definida acima. Pelo 
contrário, é um parâmetro empírico análogo à magnitude 
estelar avaliada pelos astrónomos. Na prática moderna, é 
usada uma medida mecânica do tamanho do terremoto com 
base mais sólida - a saber, omomento sísmico ( M 0 ). Tal 
parâmetro está relacionado com a alavancagem angular das 
forças que produzem o escorregamento na falha causadora 
. Podeser calculado tanto a partir de ondas sísmicas 
registradas quanto a partir de medições de campo do 
tamanho da ruptura da falha. Consequentemente, o 
momento sísmico fornece uma escala mais uniforme do 
tamanho do terremoto com base na mecânica clássica. Esta 
medida permite utilizar uma magnitude mais científica 
chamada magnitude do momento ( M w ). É proporcional ao 
logaritmo do momento sísmico; os valores não diferem muito 
dos valores de M para terremotos moderados. Dadas as 
definições acima, o grandeO terremoto de 1964 no Alasca , 
com magnitude Richter ( ML ) de 8,3, também teve os 
valores M s = 8,4, M 0 = 820 × 10 27 dine centímetros, e M 
w = 9,2. 
 
Terremotoenergia 
A energia num terremoto que passa por um determinado 
local de superfície pode ser calculada diretamente a partir 
dos registros do movimento sísmico do solo, dados, por 
exemplo, como velocidade do solo. Tais registros indicam 
uma taxa de energia de 105 watts por metro quadrado (9.300 
watts por pé quadrado) perto de uma fonte de terremoto de 
tamanho moderado. A potência total produzida por uma 
falha em ruptura num terremoto superficial é da ordem de 10 
14 watts, em comparação com os 10 5 watts gerados em 
motores de foguete. 
 
A magnitude da onda superficial M s também foi associada 
à energia superficial E s de um terremoto por meio de 
fórmulas empíricas . Estes dão E s = 6,3 × 10 11 e 1,4 × 10 
25 ergs para terremotos de M s = 0 e 8,9, respectivamente. 
Um aumento unitário em M s corresponde a 
aproximadamente um aumento de 32 vezes na energia. 
Magnitudes negativas M s correspondem aos menores 
terremotos registrados instrumentalmente, uma magnitude 
de 1,5 aos menores terremotos sentidos e uma de 3,0 a 
qualquer choque sentido a uma distância de até 20 km (12 
milhas). Terremotos de magnitude 5,0 causam danos leves 
perto do epicentro ; os de 6.0 são destrutivos em uma área 
restrita; e os de 7,5 estão no limite inferior de grandes 
terremotos. 
 
A energia total anual libertada em todos os sismos é de 
cerca de 10 25 ergs, correspondendo a uma taxa de trabalho 
entre 10 milhões e 100 milhões de quilowatts. Isto 
representa aproximadamente um milésimo da quantidade 
anual de calor que escapa do interior da Terra . Noventa por 
cento da energia sísmica total provém de terremotos de 
magnitude 7,0 e superiores – isto é, aqueles cuja energia é 
da ordem de 10 23 ergs ou mais. 
 
 
 
Frequência 
Também existem relações empíricas para as frequências de 
terremotos de várias magnitudes. Suponhamos que N seja 
o número médio de choques por ano cuja magnitude se situa 
num intervalo de cerca de M s . Então 
log 10 N = a − b M s 
ajusta bem os dados tanto globalmente como para regiões 
específicas; por exemplo, para terremotos superficiais em 
todo o mundo, a = 6,7 e b = 0,9 quando M s > 6,0. A 
frequência de terremotos maiores aumenta, portanto, por um 
fator de cerca de 10 quando a magnitude diminui em uma 
unidade. O aumento na frequência com a redução em M s 
fica aquém, entretanto, de igualar a diminuição na energia E 
. Assim, os terremotos maiores são esmagadoramente 
responsáveis pela maior parte da liberação total de energia 
sísmica. O número de terremotos por ano com M b > 4,0 
chega a 50.000. 
 
Ocorrência de terremotos 
Associações tectônicas 
Os padrões globais de sismicidade não tinham uma 
explicação teórica forte até que o modelo dinâmico 
denominadoas placas tectônicas foram desenvolvidas no 
final da década de 1960. Esta teoria sustenta que a camada 
superior da Terra, ou litosfera , consiste em quase uma dúzia 
de grandes placas quase estáveis, chamadas placas. A 
espessura de cada uma dessas placas é de 
aproximadamente 80 km (50 milhas). As placas movem-se 
horizontalmente em relação às placas vizinhas a uma taxa 
de 1 a 10 cm (0,4 a 4 polegadas) por ano sobre uma concha 
de menor resistência chamada astenosfera . Nas bordas das 
placas, onde há contato entre placas adjacentes, forças 
tectônicas de fronteira atuam sobre as rochas, causando 
alterações físicas e químicas nelas. A nova litosfera é criada 
nas dorsais oceânicas pela ressurgência e resfriamento do 
magma do manto terrestre . Acredita-se que as placas que 
se movem horizontalmente sejam absorvidas nas fossas 
oceânicas , onde um processo de subducção leva a litosfera 
para baixo, para o interior da Terra. A quantidade total de 
material litosférico destruído nessas zonas de subducção é 
igual à gerada nas cristas. 
 
Evidências sismológicas (como a localização de grandes 
cinturões de terremotos) estão em toda parte de acordo com 
este modelo tectônico. As fontes do terremoto estão 
concentradas ao longo dodorsais oceânicas , que 
correspondem a limites divergentes das placas . Nas zonas 
de subducção, que estão associadas alimites de placas 
convergentes , terremotos de foco intermediário e profundo 
marcam a localização da parte superior de uma laje de 
litosfera mergulhada. Os mecanismos focais indicam que as 
tensões estão alinhadas com o mergulho da litosfera abaixo 
do continente adjacente ou arco insular . 
 
Alguns terremotos associados às dorsais oceânicas estão 
confinados a falhas transcorrentes, chamadas falhas 
transformantes, que compensam as cristas das cristas. A 
maioria dos terremotos que ocorrem ao longo dessas falhas 
de cisalhamento horizontais são caracterizados por 
movimentos de deslizamento. Também de acordo com a 
teoria das placas tectônicas está a alta sismicidade 
encontrada ao longo das bordas das placas, onde elas 
deslizam umas sobre as outras. Os limites das placas deste 
tipo, às vezes chamados de zonas de fratura, incluemFalha 
de San Andreas na Califórnia e sistema de falhas da Anatólia 
Norte na Turquia . Esses limites de placas são locais de 
terremotos interplacas de foco raso. 
 
A baixa sismicidade dentro das placas é consistente com a 
descrição das placas tectônicas. Terremotos pequenos a 
grandes ocorrem em regiões limitadas, bem dentro dos 
limites das placas; no entanto, tais eventos sísmicos 
intraplacas podem ser explicados por mecanismos 
tectônicos diferentes dos movimentos dos limites das placas 
e seus fenômenos associados. 
 
Focos rasos, intermediários e profundos 
A maior parte do mundo experimenta pelo menos terremotos 
superficiais ocasionais – aqueles que se originam a 60 km 
(40 milhas) da superfície externa da Terra. Na verdade, a 
grande maioria dos focos de terremotos são superficiais. 
Deve-se notar, no entanto, que a distribuição geográfica dos 
terremotos menores é menos completamente determinada 
do que a dos terremotos mais graves, em parte porque a 
disponibilidade de dados relevantes depende da distribuição 
dos observatórios. 
 
Da energia total liberada em terremotos, 12% vem 
deterremotos intermediários – isto é, terremotos com 
profundidade focal variando de cerca de 60 a 300 km. Cerca 
de 3% da energia total vem de terremotos mais profundos. 
A frequência de ocorrência diminui rapidamente com o 
aumento da profundidade focal na faixa intermediária. 
Abaixo da profundidade intermédia a distribuição é bastante 
uniforme até se aproximarem das maiores profundidades 
focais, de cerca de 700 km (430 milhas). 
 
Oterremotos de foco mais profundo geralmente ocorrem em 
padrões chamadosZonas de Benioff que mergulham na 
Terra, indicando a presença de uma laje subdutora . Os 
ângulos de mergulho dessas lajes são em média cerca de 
45°, sendo alguns mais rasos e outros quase verticais. As 
zonas de Benioff coincidem com arcos insulares 
tectonicamente activos , como o Japão , Vanuatu , Tonga e 
as Aleutas , e estão normalmente, mas nem sempre, 
associadas a fossas oceânicas profundas , como aquelas ao 
longo dos Andes sul-americanos . As exceções a esta regra 
incluem a Romênia e o sistema montanhoso Hindu Kush . 
Na maioria das zonas de Benioff, os focos de terremotos 
intermediários e profundos encontram-seem uma camada 
estreita, embora locais hipocentrais precisos recentes no 
Japão e em outros lugares mostrem duas faixas paralelas 
distintas de focos separados por 20 km. 
 
Tremores secundários , tremores preliminares e enxames 
Normalmente, um terremoto grande ou mesmo moderado de 
foco superficial é seguido por muitos terremotos de menor 
tamanho próximos à região de origem original . Isto é 
esperado se a ruptura da falha que produz um grande 
terremoto não aliviar toda a energia de deformação 
acumulada de uma só vez. Na verdade, esta deslocação é 
susceptível de causar um aumento na tensão e deformação 
em vários locais nas proximidades da região focal, 
aproximando as rochas da crosta terrestre em certos pontos 
da tensão em que ocorre a fractura. Em alguns casos, um 
terremoto pode ser seguido por 1.000 ou mais tremores 
secundários por dia. 
 
Às vezes, um grande terremoto é seguido por outro 
semelhante ao longo da mesma fonte de falha dentro de 
uma hora ou talvez um dia. Um caso extremo disso são os 
terremotos múltiplos. Na maioria dos casos, porém, o 
primeiro terremoto principal de uma série é muito mais 
severo do que os tremores secundários . Em geral, o número 
de réplicas por dia diminui com o tempo. A frequência do 
tremor secundário é aproximadamente inversamente 
proporcional ao tempo desde a ocorrência do maior 
terremoto da série. 
 
A maioria dos grandes terremotos ocorre sem aviso 
detectável, mas alguns terremotos principais são precedidos 
por abalos prévios. Num outro padrão comum, um grande 
número de pequenos sismos pode ocorrer numa região 
durante meses sem um grande terramoto. Na região de 
Matsushiro no Japão , por exemplo, ocorreu entre agosto de 
1965 e agosto de 1967 uma série de centenas de milhares 
de terremotos, alguns suficientemente fortes (até magnitude 
5 de Richter) para causar danos materiais, mas nenhuma 
vítima. A frequência máxima foi de 6.780 pequenos 
terremotos em 17 de abril de 1966. Essas séries de 
terremotos são chamadas enxames de terremotos. 
Terremotos associados à atividade vulcânica ocorrem 
frequentemente em enxames, embora enxames também 
tenham sido observados em muitas regiões não vulcânicas.