Deriva Continental e Tectônica de Placas

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Deriva Continental e Tectônica de Placas
Deriva Continental e Tectônica de Placas
	Alfred Lothar Wegener (Berlin, 1 de Novembro de 1880 – Groenlândia, 2 de Novembro de 1930) – meteorologista alemão, criou a teoria da deriva dos continentes
	No Outono de 1911 em Marburg, Wegener pesquisava na biblioteca da universidade quando se deparou com um artigo científico que registrava fósseis de animais e plantas idênticos encontrados em lados opostos do Atlântico. Intrigado com este fato, Wegener iniciou uma pesquisa, com sucesso, de outros casos de organismos semelhantes separados por oceanos.
	
	Em 1915, o alemão Alfred Wegener publicou a Teoria da Deriva dos Continentes, propondo que a 200 milhões de anos atrás todos as massas emersas de terra estariam reunidas em um único super-continente, denominado Pangea, envolto por um mar universal, a Panthalassa.
	Posteriormente, essa massa continental fraturou-se em partes menores que se dispersaram em conseqüência de movimentos horizontais. 
	Além da semelhança entre as margens dos continentes, que se encaixam como um grande quebra-cabeça, Wegener buscou evidências geológicas, paleontológicas e climáticas, particularmente nos continentes do hemisfério sul, para fundamentar sua hipótese. 
Todos os continentes estavam juntos há ~200Ma constituindo o Mega continente que denominou Pangea (Pan = toda e Geae = terra);
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	Ele acreditava que a força para impulsionar a movimentação dos continentes seria derivada das marés e da própria rotação da Terra. 
	No entanto, existem dificuldades de ordem física e matemática para sustentar esse modelo de movimentação e, por isso, a teoria sofreu forte oposição dos principais cientistas da época, caindo, praticamente, em esquecimento. 
Evidências de Wegener
	PALEONTOLÓGICAS: Fósseis de glossopteris
	GEOGRÁFICAS: as linhas da costa de alguns continentes encaixam perfeitamente
	CLIMÁTICAS: Evidências de glaciações há 300Ma
Fósseis de glossopteris
Evidências paleontológicas
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Evidências geográficas
As linhas da costa de alguns continentes encaixam perfeitamente.
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Evidências de glaciação
Evidências de glaciações a 300Ma – Rocha Moutonnée
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Parque da Rocha Moutonnée – Salto – 2010
Evidências de glaciações a 300Ma
Parque do Varvito – Itú – 2010
Evidências de glaciações a 300Ma
Evolução dos Conhecimentos
	Anos 1950: Ressurgimento da Teoria da Deriva Continental;
Expedições militares para mapeamento do assoalho oceânico (desenvolvimento de sonares);
CTG - Dept. de Geologia
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	Entre 1940 e 1950 – pesquisadores das Universidades de Columbia e Princeton (EUA) mapeiam o assoalho oceânico e coletam rochas
Os cientistas observam dinâmica ativa do assoalho, ao contrário do que se esperava (cadeias de montanhas, fendas, fossas, atividade sísmica e vulcânica);
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Dá-se o nome de dorsal atlântica ou meso-oceânica a cadeia de montanha submarina que emerge do fundo oceânico ao longo do eixo do oceano atlântico;
Constatou-se que emerge do interior quente da Terra um fluxo de material vulcânico, sendo ambientes de intensa atividade sísmica;
Esta cadeia se estende por 84.000 km ao longo do eixo central do oceano atlântico ,e em seu centro ocorrem depressões que variam de 1 a 3km
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DORSAL NO PACÍFICO
DORSAL NO ATLÂNTICO
Perfil Batimétrico
	A dorsal emerge na Islândia formando ilhas vulcânicas com atividade termal e vulcânica intensa;
	Zona de ruptura dividia a crosta em duas simetricamente; Hipótese retomada (Separação dos continentes?)
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DORSAL ATLÂNTICA
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	Anos 1960 – aperfeiçoamento de datação de rochas (determinação da idade verdadeira das rochas do assoalho);
	Do contrário que se pensava a crosta oceânica tem uma idade de formação jovem ~200 Ma;
	Estudos de paleomagnetismo identificam faixas simétricas nas rochas do assoalho oceânico em ambos os lados da dorsal atlântica decorrentes das inversões magnéticas da Terra no passado geológico;
	Faixas simétricas de idades dos dois lados da dorsal – rochas mais jovens próximas à cadeia oceânica e cada vez mais antigas à medida que se aproxima dos continentes;
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	Com o Ressurgimento da teoria – anos 50 - surge a possibilidade de se explicar a Teoria da Deriva Continental.
	Idade das rochas adjacentes à Cadeia meso-oceânica.
	Paleomagnetismo.
	Harry Hess, publica "History of the Ocean Basin", sugerindo a expansão do fundo do oceânico.
Correntes de convecção
Astenosfera
Litosfera 
Teoria da tectônica global - Hess 
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http://www.ig.uit.no/webgeology/webgeology_files/portuguese/earthsinterior_8_pt.html
http://www.ig.uit.no/webgeology/webgeology_files/portuguese/earthsinterior_8_pt.html
Placas tectônicas
A superfície terrestre é formada por grandes placas rígidas da litosfera e outras placas menores que se movem sobre a astenosfera.
Principais Placas: 
	Pacífica, 
	Antártica, 
	Indo-Australiana, 
	Euro-Asiática, 
	Norte Americana, 
	Sul-Americana, 
	Africana, 
	Caribe, 
	Nazca, 
	Cocos, 
	Árabe, 
	Filipina
Tipos de bordas
Tipos de bordas
	Bordas ou zonas divergentes, construtivas ou de acresção.
	Bordas ou zonas convergentes, destrutivas ou de consumo.
	Bordas ou zonas transformantes ou conservativas.
Dorsal do Leste-Pacífico
Dorsal Meso Atlântica
Dorsal do Sudeste Indiano
BORDAS DIVERGENTES
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Como se rompe um continente?
Correntes de convecção
http://cienciasnaturais7anoescolar.blogspot.com/2010/12/morfologia-dos-fundos-oceanicos.html
Hot Spots
	Possuem origem em profundidades diversas do manto (plumas mantélicas – anomalias térmicas);
	O fluxo de material através do manto, em ascensão por convecção, é muito lento, da ordem de centímetros por ano acredita-se que as temperaturas no núcleo externo podem chegar a cerca de 6.000 °c
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Modelo de convecção do manto
Bordas divergentes
Hot spots podem formar:
	Vulcões, quando sozinhos
	Romper a crosta, quando alinhados
	a) Formação de ilhas vulcânicas por hot spots; b) e c) arquipélagos de ilhas formando-se pelo movimento das placas sobre hot spot estacionário; d) idades das ilhas (mais distantes do vulcão recente, mais antigo).
CTG - Dept. de Geologia
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http://moho.iag.usp.br/sismologia/tectonica.php
Hot spots e a formação de bordas divergentes
Fragmentação de uma massa continental e desenvolvimento de margens continentais passivas.
Formação de oceano pela atividade das dorsais
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Islândia: local da dorsal meso-oceânica onde não existe rifte
Surtsey, na Islândia, é uma ilha nova formada por erupções vulcânicas no período de 1963 a 1967. 
Localização dos principais hot spots
Rift Valley no Quênia – A separação do Leste da África
Estrada Nairobi-Narok , no Quênia, separada pelo Rift Valley
https://revistagalileu.globo.com/Ciencia/noticia/2018/04/rachadura-gigante-no-quenia-mostra-que-africa-se-dividira-em-duas.html
Rift no leste africano
https://revistagalileu.globo.com/Ciencia/noticia/2018/04/rachadura-gigante-no-quenia-mostra-que-africa-se-dividira-em-duas.html
Veja o vídeo:
https://www.youtube.com/watch?v=_Rxp3HQDUvY&feature=share
diferença de densidade
Limites convergentes-colisões
3. continental - continental 
1. oceânica - continental
2. oceânica - oceânica
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- Acompanhada de atividade vulcânica.
- Formação de fossa oceânica no contato e cadeia de montanhas na placa continental
CONVERGÊNCIA ENTRE PLACAS CONTINENTAL E OCEÂNICA
1. oceânica - continental
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CONVERGÊNCIA DE PLACAS OCEÂNICAS
Acompanhada de atividade vulcânica.
Formação de fossa oceânica no contato e arco de ilhas na placa superior.
 Quanto maior o angulo de mergulho mais próximo será a fossa
2. oceânica - oceânica
Arcos de ilhas
 fossa
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Formação de arcos de ilhaCONVERGÊNCIA ENTRE PLACAS CONTINENTAL/CONTINENTAL
Himalaia
A falha transformante entre a placa Pacífica e a Norte-americana deslocou os riachos que correm ao longo da falha.
BORDAS TRANSFORMANTES
Falha de San Andreas
Falhas transcorrentes
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Falha de San Andreas
Falhas transcorrentes na dorsal meso-oceânica
Círculo de fogo no Pacífico, 
vulcões ativos (círculos vermelhos grandes) e 
terremotos (círculos pretos pequenos)
Placas Tectônicas e Terremotos
O que é Terremoto?
	Sabemos que os movimentos das placas tectônicas geram forças em zonas estreitas nos limites entre as mesmas. 
	Essas forças globais deixam localizadamente suas marcas por processos que podem ser descritos pelos conceitos de tensão, deformação e resistência. 
	A tensão é a força exercida por unidade de área, que causa a deformação das rochas. 
	A deformação é uma medida da quantidade de modificação na forma. 
	As rochas fraturam-se – isto é, perdem a coesão e rompe-se em duas ou mais partes – quando são tensionadas alem do valor crítico chamado de resistência. 
	As formações rochosas rúpteis comumente se rompem sob a forma de falhas, quando são tensionadas alem de um limite de sua resistência.
	 Um terremoto ocorre quando as rochas sob tensão repentinamente rompem-se ao longo de uma falha nova preexistente. 
	Os dois blocos de rocha, em cada lado da falha, deslizam repentinamente, provocando vibrações no solo ou ondas sísmicas (do grego seismos, “choque” ou “terremoto”), que são frequentemente destrutivas. 
	Quando a falha desliza, a tensão é reduzida, caindo a um nível inferior ao da resistência da rocha. 
	Após o terremoto, a tensão começa a aumentar novamente e o ciclo é repetido.
	 Os terremotos ocorrem com maior freqüência em limites de placas, onde as tensões são concentradas e a deformação é intensa.
Principais modos de propagação das vibrações sísmicas
Ondas internas
	P (propagação em meio sólido e líquido);
	S (se propaga apenas em meio sólido).
Ondas Superficiais
	Rayleigh (combinação das ondas P e S)
	Love (superposição de ondas S com vibrações horizontais)
	Após um terremoto, as primeiras ondas a chegar são chamadas de ondas primárias ou ondas P.
	 Logo em seguida, chegam às ondas secundárias ou ondas S. Tanto uma como a outra se deslocam através do interior da Terra.
	 Por último, chegam às ondas de superfície, que se deslocam na superfície terrestre.
	As ondas P propagam-se através das rochas sólidas da crosta terrestre em velocidades próximas a 6 km/s. 
	São ondas compressionais, denominadas dessa forma porque se propagam em materiais sólidos, líquidos e gasosos em sucessivas compressões e expansões. 
	As ondas P podem ser vistas como ondas do tipo empurra-e-puxa: elas empurram ou puxam partículas de materiais na direção do caminho de sua propagação.
	As ondas S propagam-se em rocha sólida com velocidades um pouco maiores que a metade daquelas das ondas P. 
	Elas também são chamadas de ondas de cisalhamento, porque deslocam o material em ângulos perpendiculares à sua trajetória de propagação. 
	Não existem ondas de cisalhamento em líquidos ou gases.
	As ondas de superfície são confinadas à superfície terrestre e às camadas mais superficiais porque, como ondas no oceano, necessitam de espaço livre para formar suas ondulações. 
	Sua velocidade é levemente menor que as ondas S. 
	Um dos tipos de ondas superficiais estabelece um movimento ondulante no chão; o outro sacode para os lados.
Abalo secundário
	Um abalo secundário é um terremoto que ocorre após um abalo sísmico anterior de maior magnitude. 
	Os abalos secundários seguem o terremoto principal em seqüências e seus focos são distribuídos no plano da falha do abalo sísmico principal e em torno dele.
	Tanto a quantidade como o tamanho dos abalos secundários depende da magnitude do abalo sísmico principal e ambos os parâmetros diminuem ao longo do tempo. 
	A seqüência de abalos secundários de um terremoto de magnitude 5 pode durar apenas poucas semanas, enquanto para um terremoto de magnitude 7 pode prolongar-se por vários anos. 
	O tamanho do maior abalo secundário é normalmente em torno de uma unidade de magnitude menor que o abalo sísmico principal. 
	Um terremoto de magnitude 7 pode apresentar um abalo secundário de ate a magnitude 6. 
Abalo precursor
	Um abalo precursor é um pequeno terremoto que ocorre próximo, porém antes, de um abalo sísmico principal. 
	Um ou mais abalos precursores precederam muitos terremotos grandes, de modo que os sismólogos tentam utilizá-los para prever quando e onde os grandes terremotos poderiam ocorrer.
	 Infelizmente, é muito difícil, em geral, distinguir os abalos anteriores de outros terremotos pequenos que ocorrem aleatoriamente em falhas ativas. 
	Portanto, esse método tem sido eficiente em raras ocasiões.
Sismógrafos
Sismógrafo é um aparelho que registra as ondas sísmicas, ou seja, a intensidade dos terremotos. 
Detecta e mede as ondas sísmicas naturais ou induzidas e permite determinar, principalmente se organizado em rede, a posição exata do foco (hipocentro) dessas ondas e do ponto da sua chegada na superfície terrestre (epicentro), para quantificar a energia desses terremotos expressa na escala de Richter.
	Um peso é preso à Terra, com folga suficiente para que, embora o chão vibre para cima e para baixo e de um lado para o outro, ele não tenha muito movimento.
	Uma maneira de conseguir essa fixação folgada é suspendendo o peso por uma mola. 
	Quando ondas sísmicas movem o chão para cima ou para baixo, o peso tende a permanecer estacionário devido à sua inércia (um objeto em repouso tende a permanecer em repouso), mas o peso e o chão movem-se relativamente um ao outro porque a mola pode ser comprimida ou esticada. 
	Desse modo, o deslocamento vertical da Terra causado por ondas sísmicas pode ser registrado por uma caneta em um rolo de papel ou, hoje em dia, digitalmente, em um computador.
Sismograma
	O sismograma mostra uma representação gráfica das movimentações do solo, através das ondas produzidas por estas movimentações. 
	O sismograma é lido como um livro, da esquerda para a direita e de cima para baixo. 
	Como em um livro, o final direito da linha conecta-se ao início esquerdo da linha abaixo. 
	As cores das linhas de um sismograma não têm nenhum sentido em particular, servem apenas para facilitar a observação e distinguir traços consecutivos. 
	A hora registrada ao lado direito do sismograma é sempre expressa em UTC (Universal Time Coordinated). 
	Quando acontece um abalo, o sismograma vai mostrar as flutuações da movimentação do solo, que podem variar desde alguns segundos até muitos minutos, dependendo do tamanho do terremoto. 
	A altura das ondas gravadas em um sismograma (amplitude de onda) é uma representação super amplificada do movimento da terra. 
	Esta amplificação pode chegar a 100 mil vezes ou mais. 
Sismograma
	Um terremoto é distinguido primeiramente pela chegada das ondas "P", que se deslocam mais rapidamente e logo em seguida pelas ondas "S" e das ondas de superfície. 
Os sismógrafos registram variações de movimentos do solo com o tempo. O registro obtido é chamado sismograma
Relação entre magnitude e energia de um terremoto
	Para determinar a distância aproximada de um epicentro, sismólogos lêem de um sismograma a quantidade de tempo que se passou entre a chegada das primeiras ondas P e as posteriores das ondas S.
	 Então, eles usam uma tabela ou um gráfico, para determinar a distância do sismógrafo até o epicentro. 
	A localização dos terremotos é feita através da diferença entre as ondas S e P. 
	Para isso, precisa-se de um mínimo de três estações sísmicas.
A escala de Richter
	A escala de Richter foi desenvolvida em 1935 pelos sismólogos Charles Francis Richter e Beno Gutenberg, ambos membros do California Institute of Technology (Caltech), que estudavam sismos no Sul da Califórnia.
	Representa a energia sísmica liberada durante o terremotoe se baseia em registros sismográficos. 
	A escala Richter aumenta de forma logarítimica, de maneira que cada ponto de aumento significa um aumento 10 vezes maior.
	Dessa forma, um sismo de magnitude 4 é 100 vezes maior que um de 2. 
	No entanto, é importante salientar que o que aumenta é a amplitude das ondas sismográficas e não a energia liberada.
	 Em termos gerais a energia de um terremoto aumentaria um fator 33 para cada grau de magnitude, ou aproximadamente 1000 vezes a cada duas unidades. 
Escala Richter
Escala logarítmica utilizada para calcular a magnitude das ondas.
Ex. um sismo com magnitude 6 tem uma amplitude 10 vezes maior que um sismo de magnitude 5. Porém, o sismo de magnitude 6 liberta cerca de 33 vezes mais energia que o de magnitude 5. 
ENERGIA DOS TERREMOTOS: Abaixo podemos ver uma tabela comparativa entre a energia liberada por um terremoto e a quantidade de toneladas de TNT que seriam necessárias para liberar a mesma quantidade de energia. 
Pela tabela, o terremoto de magnitude 6.9 graus Richter ocorrido em Kobe no Japão, em 1995, liberou a mesma energia de uma explosão de 23 milhões de toneladas de TNT.
	MAG	TNT (ton)	EXEMPLO
	2.0	1	Explosivo detonado em minas de carvão
	4.0	1000	Arma nuclear de pequeno porte
	4.5	5100	Energia total em um tornado médio
	5.5	80000	Terremoto em Nevada, EUA, 1992
	6.0	1 milhão	Terremoto em Nevada, EUA, 1994
	6.5	5 milhões	Terremoto em Northridge, Califórnia em 1992
	6.9	23 milhões	Terremoto de Kobe, Japão, em 1995
	7.0	32 milhões	Terremoto de Hyogo-Ken Nanbu, Japão, em 1995.
Equivalente à maior explosão termonuclear já realizada.
	8.0	1 bilhão	Terremoto de São Francisco em 1906.
	9.2	64 bilhões	Terremoto em Anchorage, Alaska em 1964.
Segundo maior terremoto registrado por instrumentos
	9.5	180 bilhões	Maior terremoto já registrado por instrumentos: Chile, em 1960
	12	160 trilhões	Quantidade de energia que a Terra recebe do sol diariamente
Terremotos mais destrutivos da história 
	Data	Local 	Mortos 	MAG 	Comentários 
	23/jan/1556	Shansi, China 	830 mil 	8 	xx
	27/jul/1976	Tangshan, China 	255 mil 	7.5 	Oficialmente 255 mil mortos, mas estima-se que 655 mil pessoas morreram 
	09/ago/1138	Alepo, Síria 	230 mil 	N/D 	xx
	26/dez/2004	Costa oeste de Sumatra 	286 mil 	9.0 	Maior desastre da era moderna. Ondas gigantes devastaram mais de 12 países
	22/mai/1927	Próximo à Xining, China 	200 mil 	7.9 	Causou grandes fraturas 
	22/dez/0856	Dangan, Irã 	200 mil 	xx	xx
	16/dez/1920	Gansu, China 	200 mil 	8.6 	Grandes fraturas e deslizamentos 
	23/mar/0893	Ardabil, Irã 	150 mil 	xx
	xx
	01/set/1923	Kanto, Japão 	143 mil 	7.9 	Após o terremoto, tsunamis e incêndios devastaram a cidade de Tóquio 
www.apolo11.com 
	05/out/1948	Ashgabat, Turkmenistão 	110 mil 	7.3 	xx 
	xx/set/1290	Chiili, China 	100 mil 	xx 	xx 
	28/dez/1908	Messina, Itália 	70 a 100 mil 	7.2 	Grandes tremores e tsunamis 
	xx/nov/1667	Shemakha, Caucasia 	80 mil 	xx 	xx 
	18/nov/1727	Tabriz, Irã 	80 mil 	xx 	xx 
	01/nov/1755	Lisboa, Portugal 	70 mil 	xx 	Gigantesco maremoto destrói Lisboa 
	25/dez/1932	Gansi, China 	70 mil 	7.6 	xx 
	31/mai/1970	Peru 	66 mil 	7.9 	Muitas enchentes e soterramentos 
	xx/xx/1268	Silícia, Ásia Menor 	60 mil 	xx 	xx 
	11/jan/1693	Sicília, Itália 	60 mil 	xx 	xx 
	30/mai/1935	Quetta, Paquistão 	30 a 60 mil 	7.5 	A cidade de Quetta foi completamente destruída 
	04/fev/1783	Calábria. Itália 	50 mil 	xx 	xx 
	20/jun/1990	Irã 	50 mil 	7.7 	xx 
	26/12/2003	Bam, Irã 	31 mil 	6.5 	A Cidade história de Bam foi completamente destruída
Mecanismos de falhamento que geram terremotos
 O padrão de um tremor também, depende da orientação da ruptura de falha e da direção do deslocamento, que juntas, especificam o mecanismo de falhamento de um terremoto.
	O mecanismo de falhamento nos diz se a ruptura se deu em uma falha normal, de empurrão ou transcorrente. 
	Se a ruptura foi em uma falha transcorrente, o mecanismo foi lateral direito (ou dextral) ou lateral esquerdo (sinistral). 
Falha Normal
Falha de empurrão
Falha Transcorrente
 De acordo com esses sismos podemos diferenciar as falhas de diferentes maneiras:	
	Limites transformantes – A atividade de terremotos é ainda maior ao longo de limites transformantes de placas, que deslocam os segmentos da dorsal. Além disso, em terremotos ao longo de falhas transformantes entre os segmentos da dorsal, o deslocamento indicado pelo mecanismo de falhamento é sinistral.
	Limites divergentes – normalmente causam falhamento normal indicando que as forças tensionais estão em ação à medida que as placas são separadas durante a expansão do assoalho oceânico, explicando por que se desenvolvem vales em rifte nas cristais das dorsais.
	Limites convergentes – Os maiores terremotos do mundo ocorrem nos limites de placas convergentes. Os mecanismos de falhamento mostram que esses grandes terremotos ocorrem por compressão horizontal ao longo de gigantescas falhas de empurrão, chamadas de megaempurrões, que formam limites onde uma placa subduz outra.
	Terremotos intraplaca – Embora ocorram os terremotos em limites de placas, existe uma pequena quantidade de terremotos que ocorrem no interior da placa.
Distribuição geográfica das principais zonas sísmicas
Em outubro de 1989 um terremoto na área de São Francisco (EUA) 
chegou à 7.2 na escala Richter e provocou enormes danos materiais.
(Foto: Earth Shock, Andrew Robinson) 
China - 2008
Sichuan – China
7,8 na escala Richter
Mapa de elevação - mostra a região onde ocorreu o terremoto de 12 de maio de 2008, próximo à região de Sichuan, no sudoeste da China. 
	O mapa mostra a localização exata da região do evento.
	O verde do lado direito da cena representa as regiões mais baixas enquanto os tons quase beges vistos do lado esquerdo mostram as regiões elevadas. 
	A imagem foi composta no ano de 2000, através de dados coletados pela missão SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), que orbitou a região asiática naquele ano. 
	Sobrepostos à cena estão diversos indicadores de magnitude, relacionados ao abalo do dia 12 de maio. 
	Pela cena vemos que o epicentro do evento foi localizado a 95 quilômetros a oeste-noroeste da cidade de Chengdu, enquanto o aftershocks (abalos secundários) ocorreram à nordeste do foco central, ao longo da cadeia de montanhas de Longmen Shan. 
	A maioria dos sismos que ocorrem na Ásia central e oriental são resultados da constante compressão da placa tectônica da Índia em direção à placa eurasiana. 
	As duas placas convergem a uma velocidade de aproximadamente 50 milímetros ao ano, empurrando para cima todo o Platô Tibetano e ajudando a criar o terreno montanhoso mostrado na imagem. 
	Conforme estas placas colidem, a crosta abaixo do Platô Tibetano se move em sentido oeste em direção à forte crosta abaixo da Bacia de Sichuan. 
	No dia 12 de maio, o estresse causado pela compressão provocou um intenso movimento vertical para cima, ao longo da cordilheira de Longmen Shan ou outras falhas vizinhas à margem noroeste da Bacia de Sichuan. 
Terremoto – Japão - 2011
	Um forte terremoto de magnitude 8,9 atingiu em 11/03/2011 a costa nordeste do Japão.
	Segundo o Serviço Geológico dos EUA (USGS), gerou um tsunami de até dez metros de altura que varreu a costa do país.
	O tremor foi o 7º pior na história, segundo a agência americana, e também o pior já registrado na história do Japão.
http://g1.globo.com/mundo/noticia/2011/03/forte-terremoto-atinge-costa-do-japao.html
http://larissamarcionilo.blogspot.com/2011/03/tsunami-no-japao-2011-uma-tristeza.html
http://g1.globo.com/mundo/fotos/2011/03/terremoto-no-japao.html
http://g1.globo.com/mundo/fotos/2011/03/terremoto-no-japao.html
O acidente de Fukushima
	O  terremoto de 8,9 graus na escala Richter e o tsunami que abalaram o Japão na madrugada do dia 11 de março provocaram danos na usina nuclear de Fukushima, localizada na região nordeste da ilha.
	 Vazamentos radioativos foram registrados e um iminente desastre nuclear mobilizou a comunidadeinternacional. 
	No momento do terremoto, 11 usinas localizadas na região entraram em processo de desligamento. 
	Como parte do procedimento, os reatores precisam ser resfriados, uma vez que a fissão nuclear permanece ocorrendo mesmo após a interrupção na geração da energia.
	Cerca de uma hora depois do tremor, a usina de Fukushima foi atingida pelo tsunami. 
	O sistema de resfriamento foi avariado e os técnicos japoneses passaram a adotaram medidas alternativas, como a injeção de água do mar nos reatores. Mesmo assim, três explosões se sucederam.
	Em Fukushima, explica o especialista, as explosões ocorreram quando a água usada para o resfriamento se tornou vapor de alta temperatura - liberando hidrogênio, altamente inflamável. 
http://revistaescola.abril.com.br/ciencias/pratica-pedagogica/entenda-acidente-nuclear-japao-621879.shtml
Falha de Cascadia
	A Cascadia está na zona de subducção da placa de Juan de Fuca e a placa da América do Norte e, até metade da década de 1980, os cientistas não tinham total consciência do perigo que representava. 
	Esta falha submarina é capaz de provocar tremores de magnitude acima dos nove graus, acompanhados de tsunamis semelhantes ao que arrasou a costa norte do Japão em 2011
	A  falha submarina de Cascadia, com mais de 1.100 quilómetros, vai desde a província canadense da Columbia Britânica até o norte da Califórnia.
http://zap.aeiou.pt/falha-geologica-ameaca-provocar-grande-terramoto-e-tsunami-nos-eua-76510
O terremoto de 1700
	O pouco que se sabe desta falha é que a última vez que deu origem a um grande terramoto foi no ano de 1700, quando a costa noroeste dos Estados Unidos era habitada por tribos indígenas que não deixaram registos deste evento. Este terramoto causou um tsunami que chegou à costa do Japão.
	Agora, graças aos estudos dos sedimentos costeiros, os cientistas conseguiram determinar que a falha de Cascadia já causou mais de 40 tremores de terra nos últimos dez mil anos, provocando terremotos superiores aos nove graus com um intervalo de cerca de 500 anos, apesar de também poder causar terremotos com intervalos de apenas 200 anos.
	O último tremor causado por esta falha geológica ocorreu há mais de 300 anos e calcula-se que tenha tido uma magnitude entre 8,7 e 9,2 graus.
http://zap.aeiou.pt/falha-geologica-ameaca-provocar-grande-terramoto-e-tsunami-nos-eua-76510
http://ufosonline.blogspot.com.br/2013/09/geologos-alertam-para-um-possivel.html?_sm_au_=iVV6L66HQRLs0TPr
Sismicidade Brasileira
João Câmara – RN – 30/11/86
	 O terremoto de 5,2 graus na escala Richter registrado na noite de terça-feira, 22, na costa brasileira foi o maior registrado no País em dez anos. Segundo informações do Observatório Sismológico da Universidade de Brasília (UnB), o último fenômeno dessa dimensão ocorreu em 1998 na região do município de Porto dos Gaúchos, em Mato Grosso. 
	quarta-feira, 23 de abril de 2008, 11:16  
http://www.estadao.com.br/cidades/not_cid161460,0.htm
Terremoto na Baixada Santista
Tsunamis
	Tsunamis são ondas gigantescas e destrutivas geradas por um deslocamento rápido da coluna de água epicentral de um terremoto ocorrido em uma falha próxima ao fundo do mar.
	A palavra vem do japonês "tsu" (porto, ancoradouro) e "nami" (onda, mar).
	Os tremores provocados por fenômenos geológicos fazem com que uma série de ondulações se propague por grandes distâncias na superfície do oceano. 
	A tripulação de um barco que passar sobre elas é capaz de nem percebê-las – e sua energia pode diminuir até desaparecer, ao percorrerem milhares de quilômetros. 
O que mais pode gerar tsunamis?
A erupção do vulcão Cumbre Vieja – Ilhas Canárias - pode causar um tsunami de grandes proporções no Brasil, com 500 km de extensão e até 30 m de altura
http://cienciahoje.uol.com.br/especiais/reuniao-anual-da-sbpc-2011/tsunami-no-brasil
http://sambamantri.blogspot.com.br/2012/06/las-palmas-ii.html?_sm_au_=iVV6L66HQRLs0TPr
	Normalmente possuem um comprimento de onda que varia de 130 a 160 quilômetros podendo atingir até 1.000 quilômetros e se deslocam em velocidades maiores que 360 nós (650 Km/h), alcançando até 480 nós (890 Km/h).
	 Em águas profundas, sua altura não atinge mais que 1 metro, não sendo portanto percebidas devido ao seu grande comprimento. 
	Chegando próximo ao litoral, onde o mar é mais raso, a velocidade diminui (p/ 50-70km). Essa diminuição a velocidade de propagação faz a energia da onda se acumular em uma extensão bem menor de água, aumentando a altura da água, podendo chegar a 30m.
Tsunami
Como se forma a onda mortal (tsunami) 
1. A ruptura causada pelo tremor no leito do mar empurra a água para cima, dando início à onda. 
2. A onda gigante se move nas profundezas do oceano em velocidade altíssima. 
3. Ao se aproximar da terra, a onda perde velocidade, mas fica mais alta. 
4. Ela então avança por terra, destruindo tudo em seu caminho.
	O resultado é que passam a ser comprimidas por um espaço cada vez menor, o que as obriga a subir. 
	As tsunamis formam uma coluna, sugando o mar da costa a ponto de deixar parte do chão do oceano descoberto. 
	Minutos depois, elas aparecem e invadem o continente.
 Zona de perigo 
Tsunamis que ficaram na história 
Fatos relevantes sobre alguns tsunamis
	1755 - Um terremoto seguido de maremoto encurralou os moradores de Lisboa, matando cerca de 15 mil pessoas 
	1883 - Mais de 30 mil pessoas morreram devido a um tsunami causado pela erupção do vulcão Krakatoa em Java, Indonésia. A passagem da Tsunami foi registrada até no Panamá. 
	1896 - Uma única onda engoliu aldeias inteiras e matou 26 mil habitantes na região de Sanriku, no Japão. 
	1946 - Um terremoto nas ilhas Aleutas enviou um tsunami para o Havaí, onde matou 159 pessoas. A onda alcançou o Alasca, onde morreram mais cinco pessoas.
	1964 - Um terremoto no Alasca ativou uma onda de quilômetros de extensão e 8 metros de altura, que causou 120 mortes e chegou até o litoral da Califórnia. 
	1983 - No Japão, 104 pessoas morreram devido a um tsunami provocado por um terremoto nas proximidades, que chegou a 7.7 pontos na escala Richter. 
	1998 - Um terremoto em Papua, Nova Guiné, chegou a 7,1 graus na escala Richter. Minutos depois, gerou uma onda de 7 metros de altura que matou 3 mil pessoas e destruiu quatro povoados. 
	2004 - Mais de 55 mil pessoas morreram depois que um violento tremor sob o mar perto do norte da Indonésia enviou enormes ondas para as regiões costeiras do sul e sudeste da Ásia. O terremoto, que atingiu 9 pontos na escala Richter, foi o mais intenso registrado nos últimos 40 anos. Muralhas de água, com mais de dez metros de altura, arrasaram construções e arrastaram pessoas em toda a região. Foram registradas enchentes e uma elevação do nível do mar até no leste da África. Locais atingidos: em Bangladesh, Índia, Indonésia, Quênia, Malásia, Mianmar, Somália, Sri Lanka, Tanzânia e Tailândia.
Tsunami – Japão - 2011
Indonésia 2004
	A tsunami que varreu a costa de vários países da Ásia, no dia 26 de dezembro de 2004, foi considerada sem precedentes.
	Sumatra, no noroeste da Indonésia, fica na junção das placas tectônicas.
	A placa que fica sob o Oceano Índico está se movendo mais ou menos para o nordeste, o que faz com que ela se colida com Sumatra. E, na medida em que a colisão ocorre, a placa do Oceano Índico é pressionada sob Sumatra e, com a pressão, ela se rompe, gerando um terremoto.
	Este abalo sísmico foi um dos mais fortes já registrados. Houve uma ruptura ao longo da fissura de cerca de 1.000 km de comprimento, e isso gerou um deslocamento vertical de cerca de dez metros.
TSUNAMI WAVE MODELING
The following animation is from the National Institute of Advanced Industrial Science and Technology
                                                                                                              
Banda Aceh antes do tsunami - Indonésia
Banda Aceh depois do tsunami
Banda Aceh depois do tsunami
Indonésia 2004
Bibliografia
	Decifrando a TerraPara entender a Terra
	Geotectônica – Yociteru Hasui (apostila)
	http://www.bastanteinteressante.pt/a-recriacao-do-terramoto-de-1755-em-lisboa-que-se-tornou-viral/
	https://www.facebook.com/geologypage/videos/1019998124720330/