Epicentros de terremotos naTerra, 1963-1998 (cortesíaNASA.
Unterremoto[1](dolatínterraemōtus, a partir deterra, emotus, 'movemento'),sismo[2] (derivado dogregoσεισμός [sismos][3]),tremor de terra[4] oumovemento telúrico,[5] é asacudida brusca e pasaxeira dacodia terrestre producida pola liberación de enerxía acumulada en forma deondas sísmicas. No seu sentido máis xeral, a palabraterremoto utilízase para describir calquera suceso sísmico, xa sexa natural ou provocado por humanos, que xere ondas sísmicas. Os máis comúns prodúcense pola actividade defallas xeolóxicas. Tamén poden ocorrer por outras causas, por exemplo, fricción no bordo deplacas tectónicas, procesosvolcánicos, impactos deasteroides ou calquera obxecto celeste de gran tamaño, ou mesmo poden ser producidos polo ser humano ao realizar detonacións nucleares subterráneas.
Os terremotos poden variar en intensidade, desde aqueles que son tan débiles que non se poden sentir, ata aqueles violentos suficiente para propulsar obxectos e persoas polo aire, danar infraestruturas críticas e sementar a destrución en cidades enteiras.
Na superficie terrestre, os terremotos maniféstanse sacudindo e desprazando ou alterando o chan. O punto de orixe dun terremoto denomínase foco ouhipocentro. Oepicentro é o punto da superficie terrestre que se atopa directamente sobre o hipocentro. Cando oepicentro dun gran sismo sitúase mar dentro, o leito mariño pode desprazarse o suficiente como para provocar untsunami.
Aactividade sísmica dunha zona é a frecuencia, o tipo e o tamaño dos terremotos experimentados durante un período de tempo determinado. Asismicidade nun lugar concreto da Terra é a taxa media de liberación de enerxía sísmica por unidade de volume. Para medir a enerxía liberada por un terremoto empréganse diferentes escalas, sendo aescala de Richter a máis coñecida e utilizada polos medios de comunicación.
Só nos Estados Unidos ocorren de 12 000 a 14 000 terremotos anualmente (ou sexa, aproximadamente 35 por día). En base a rexistros históricos de longo prazo, pódense esperar por ano aproximadamente uns 18 grandes terremotos (de 7,0 a 7,9 naescala de Richter) e un terremoto xigante (8 ou superior).
Movementos dasplacas tectónicas globais.Falla de Santo André. A posibilidade dun terremoto enCalifornia é unha das máis altas do mundo, tanto que xa se chama "The Big One" ao futuro sismo.
A causa dos terremotos atópase na liberación de enerxía na codia terrestre acumulada a consecuencia da actividade volcánica e tectónica, que se orixina principalmente nos bordos activos dasplacas tectónicas.[6][7]
Aínda que estas son as causas principais, hai outros factores que os poden orixinar:
Acumulación de sedimentos por desprendementos de rochas nas abas das montañas.
Estesfenómenos xeran sucesos de baixa magnitude que adoitan atoparse no rango dosmicrosismos, tremores detectables só porsismógrafos. Denomínanse sismo inducido os sismos, normalmente de moi baixa magnitude, producidos como consecuencia dalgunha intervención humana que altera o equilibrio de forzas na codia terrestre. Entre as principais causas dos sismos inducidos están a construción de grandesencoro, ofracking[8] ou os ensaios deexplosións nucleares.
Osterremotos tectónicos son, con diferenza, os máis frecuentes e devastadores, adoitan ocorrer en calquera lugar da terra onde hai suficiente enerxía dedeformaciónelástica almacenada para impulsar a propagación da fractura ao longo do plano dunhafalla. Unha gran proporción de terremotos tectónicos ocorren nos límites das placas, onde hai deslizamento entre dous medios rochosos. Este deslizamento, situado nunha ou varias fallas, está bloqueado durante os períodos intersísmicos (entre terremotos), e aenerxía acumúlase pola deformación elástica dasrochas. Esta enerxía e deslizamento reláxanse bruscamente no momento dos terremotos. Nas zonas desubdución, os terremotos representan a metade da destrución da Terra e disipan o 75% da enerxía sísmica do planeta. É o único lugar onde se atopan terremotos profundos (de 300 a 645quilómetros). Nasdorsais medio-oceánicas, os terremotos teñen vivendas superficiais (de 0 a 10 quilómetros), e corresponden ao 5% da enerxía sísmica total. Así mesmo, nas grandes fallas de desprendemento prodúcense terremotos que presentan centros de profundidade intermedia (de 0 a 20 quilómetros de media), que corresponden ao 15% da enerxía. A liberación daenerxía acumulada xeralmente non se realiza nunha soa resta, e poden producirse varios reaxustes antes de atopar unha configuración estable.[9] Así, compróbanse as réplicas en resposta á principal réplica dun terremoto, de amplitude decrecente e cunha duración que vai desde uns minutos a máis dunano. Estas perdas secundarias son ás veces máis devastadoras que a perda primaria,que só quedaran danados, mentres os socorristas están a traballar. Tamén se pode producir unha réplica máis potente, independentemente da magnitude do choque principal. Por exemplo, un terremoto de 9,0 pode ir seguido dunha réplica de 9,3 varios meses despois, aínda que esa cadea é extremadamente rara. En teoría, o movemento relativo entre ambas as superficies da falla sería suave, non produciría terremotos, se non houbeseasperidades nas superficies da falla que realmente causen o afundimento durante o movemento relativo. No estudo dos terremotos tectónicos, aínda que non representan o modelo exacto en xeral, os movementos relativos das superficies foron a miúdo estudados como un exemplo do fenómeno do stick-slip, que tamén se estuda no caso do movemento relativo entre dúas pezas sometidas a rozamento no campo da enxeñaría mecánica. Estes modelos son adaptables a determinadas mostras de datos de terremotos e tamén levan á explicación de determinadas reaccións sísmicas a partir dos seus estudos de laboratorio como efecto da fricción nas fallas. Noutros casos, os estudosstick-slip baseados en datos de laboratorio teñen unha adaptabilidade limitada e requiren estudos máis detallados.[10][11]
Estímase que só o 10 por cento ou menos da enerxía total dun terremoto se irradia como enerxía sísmica. A maior parte da enerxía do terremoto úsase para impulsar o crecemento dafractura do terremoto ou convértese en calor xerada pola fricción. Polo tanto, os terremotos reducen aenerxía potencial elástica dispoñible da Terra e elevan a súa temperatura, aínda que estes cambios son insignificantes en comparación co fluxo de calor condutor e convectivo que sae do interior profundo daestrutura da Terra.[12]
Tamén poden ser terremotos de orixe volcánica, polo movemento domagma dentro dacámara magmática ou pola presión que este provoca ao ascender á superficie, servindo así para predicir erupcións volcánicas.[13] Asóciase máis con volcanismo de tipo explosivo que de tipo efusivo.
Tamén están os terremotos de afundimento, que se producen como consecuencia de derrubes provocados por correntes turbias (grandes fragmentos de rocha que se deslizan sobre onoiro continental) ou polo derrube de cavidades ou do teito de covas.
Con todo, científicos comoThomas Gold defenden que os terremotos se orixinan pola migración de gases primordiais como helio, metano, nitróxeno e hidrocarburos, a grandes profundidades no interior da terra. Nos límites das placas litosféricas, a intensidade e ocorrencia de terremotos é maior, probablemente debido á comunicación máis próxima entre o manto e a cortiza. A migración de gases a alta presión disipa a enerxía sísmica a través de fallas xeolóxicas que poden chegar á superficie e causar graves danos.
Terremotos inducidos son aqueles que están asociados á acción humana directa ou indirectamente. Poden deberse á extracción deminerais, auga dosacuíferos ou a extracción decombustibles fósiles, debido á presión da auga dosencoros das presas, grandes explosións ou o colapso de grandes edificios. Tamén teñen a súa orixe na extracción degas natural dos depósitos subterráneos mediante a tecnica dofracking.[14] A pesar de provocar vibracións naTerra, estes non poden considerarse terremotos no sentido máis amplo, xa que xeralmente dan lugar a rexistros ousismogramas diferentes dos terremotos de orixe natural.
Algúns terremotos ocasionais foron ligados á construción e recheo de grandes encoros, por exemplo os producidos trala construción doencoro de Kariba enZambia. O terremoto máis grande inducido por esta causa produciuse o 10 de decembro de 1967, na rexión de Koyna ao oeste deChennai (antigamente Madrás), naIndia. Tiña unha magnitude de 6,3 naescala sismolóxica de magnitude de momento.
Tamén poden ser provocados pola detonación de explosivos moi fortes, especialmente dasbombas atómicas, que poden provocar unha vibración de baixa magnitude. Os terremotos provocados por estes experimentos atómicos teñen características moi diferentes dos terremotos naturais.[15] Así, a bomba nuclear de 50 megatóns chamadabomba Tsar detonada polaUnión Soviética en 1961 provocou un terremoto de magnitude 5.[16] (a maior parte da enerxía foi dispersa pola atmosfera), producindo vibracións tan fortes que se rexistraron nasantípodas. Para facer efectivo oTratado de Non Proliferación Nuclear, aAxencia Internacional da Enerxía Atómica utiliza as ferramentas dasismoloxía para detectar actividades ilícitas como as probas dasarmas nucleares . Con este sistema é posible determinar exactamente onde se produciu unhaexplosión.[17][18][19] O evento máis recente deste tipo foi oensaio nuclear realizado porCorea do Norte en 2017, que xerou un forte terremoto de magnitude 6,3.[20] Actualmente existen máis de 150 estacións sísmicas en todo o mundo destinadas a este fin.[21]
Os terremotos tectónicos adoitan ocorren en zonas onde a concentración de forzas xeradas polos límites dasplacas tectónicas dá lugar a movementos de reaxuste no interior e na superficie daTerra. Por este motivo os sismos de orixe tectónica están intimamente relacionados coa formación e actividade defallas xeolóxicas. Comunmente acontecen ao final dun ciclo sísmico, período durante o que se acumula deformación no interior da Terra que máis tarde será liberada repentinamente. Esta liberación corresponde co terremoto, tras o que a deformación comeza a acumularse de novo.
A probabilidade de ocorrencia de terremotos dunha magnitude determinada nunha rexión concreta vén dada por unhadistribución de Poisson. Así, a probabilidade de ocorrencia dek terremotos de magnitudeM durante un períodoT nunha rexión está dada por:
onde
é otempo de retorno dun terremoto de intensidadeM, que coincide co tempo medio entre dous terremotos de intensidadeM.
O movemento sísmico propágase medianteondas elásticas (similares ás do son) a partir do hipocentro. Asondas sísmicas son de tres tipos principais:
Ondas lonxitudinais, primarias ou P: ondas de corpo que se propagan a velocidades de 8 a 13 km/s no mesmo sentido que a vibración das partículas. Circulan polo interior da Terra, onde atravesan líquidos e sólidos. Son as primeiras que rexistran os aparatos de medición ou sismógrafos.
Ondas transversais, secundarias o S. Son ondas de corpo máis lentas que as anteriores (entre 4 e 8 km/s). Propáganse perpendicularmente no sentido da vibración das partículas. Atravesan unicamente sólidos. Nos sismógrafos rexístranse en segundo lugar.
Ondas superficiais. Son as máis lentas: 3,5 km/s. Resultan da interacción das ondas P e S ao longo da superficie terrestre. Son as que causan máis danos. Propáganse a partir do epicentro. Son similares ásondas que se forman sobre a superficie do mar. Nos sismógrafos rexístranse en último lugar.
Escala de Richter, tamén coñecida como escala de magnitude local (ML), é unha escalalogarítmica arbitraria na que se asigna un número para cuantificar o efecto dun terremoto.
Escala de Mercalli, de 12 puntos, desenvolvida para avaliar a intensidade dos terremotos segundo os efectos e danos causados en distintas estruturas. Debe o seu nome ao físico italianoGiuseppe Mercalli.
Escala Medvédev-Sponheuer-Kárník, tamén coñecida como escala MSK ou MSK-64. É unha escala de intensidade macrosísmica usada para avaliar a forza dos movementos de terra baseándose nos efectos destrutivos en construcións humanas e no cambio de aspecto do terreo, así como no grao de afectación á poboación. Consta de doce graos de intensidade. O máis baixo é o número un. Para evitar o uso de decimais exprésase ennúmeros romanos.
Escala Shindo ou escala pechada de sete, coñecida como escala xaponesa. Máis que na intensidade do tremor, céntrase en cada zona afectada, en rangos entre 0 e 7.
Gravado en cobre de 1755 que representa aLisboa en ruínas e en chamas despois doterremoto de Lisboa de 1755, que matou a unhas 60.000 persoas. Untsunami asolaga os barcos no porto.
Os efectos dos terremotos son, entre outros, os seguintes:
A sacudida e arotura do chan son os principais efectos creados polos terremotos, que producen principalmente danos máis ou menos graves nos edificios e outras estruturas ríxidas. A gravidade dos efectos locais depende da complexa combinación damagnitude do terremoto, a distancia aoepicentro e as condicións xeolóxicas e xeomorfolóxicas locais, que poden amplificar ou reducir apropagación das ondas.[22] As sacudidas do terreo mídense mediante aaceleración do terreo.
As características xeolóxicas, xeomorfolóxicas e xeoestruturais locais específicas poden inducir altos niveis de sacudidas na superficie do chan mesmo en terremotos de baixa intensidade. Este efecto denomínase amplificación local. Débese principalmente á transferencia domovemento sísmico dos chans duros profundos aos chans brandos superficiais e para os efectos da focalización da enerxía sísmica debido á configuración xeométrica típica dos devanditos depósitos.
A rotura do chan é unha rotura e desprazamento visible na superficie terrestre ao longo da traza da falla, que pode ser da orde de varios metros no caso de terremotos importantes. A rotura do terreo é un risco importante para as grandes estruturas de enxeñería, como presas,pontes ecentrais nucleares, e require unha cartografía coidadosa de fállalas existentes para identificar as que poidan romper a superficie do terreo durante a vida útil da estrutura.[23]
A licuefacción do chan prodúcese cando, debido ás sacudidas, o materialgranular saturado de auga (como a area) perde temporalmente a súa resistencia e transfórmase de sólido a líquido. A licuefacción do chan pode facer que estruturas ríxidas, como edificios e pontes, inclínense ou se afundan nos depósitos licuados. Por exemplo, noterremoto de Alasca de 1964, a licuefacción do chan provocou que moitos edificios afundísense no chan, chegando a derrubarse sobre si mesmos.[24]
Os danos físicos dun terremoto varían en función da intensidade das sacudidas nunha zona determinada e do tipo de poboación. As comunidades desfavorecidas e en vías de desenvolvemento adoitan sufrir efectos máis graves (e duradeiros) que as comunidades máis desenvolvidas.[25] Os impactos poden incluír:
Lesións e perda de vidas
Danos a infraestruturas críticas (a curto e longo prazo)
Estradas, pontes e redes de transporte público
Interrupción da subministración de auga, electricidade e gas
Sistemas de comunicación
Perda de servizos comunitarios esenciais, como hospitais, policía e bombeiros.
Danos materiais xerais
Colapso ou desestabilización de edificios (que podería provocar o seu colapso no futuro).
Con estes impactos e outros, as secuelas poden traer enfermidades, falta de artigos de primeira necesidade, consecuencias mentais como ataques de pánico, depresión aos sobreviventes,[26] e primas de seguro máis elevadas. Os tempos de recuperación variarán en función do nivel de danos xunto co status socioeconómico da comunidade afectada.
Os terremotos poden producir inestabilidade nas ladeiras e provocar corrementos de terra, o que ocasiona un grave perigo xeolóxico. O perigo de corremento de terras adoita persistir mentres o persoal de emerxencia tenta realizar labores de rescate.[27]
Os terremotos poden provocar incendios ao danar a liñas daenerxía eléctrica ou as do gas. No caso de rotura da rede de auga e perda de presión, tamén pode resultar difícil deter a propagación dun incendio unha vez que se inicia. Por exemplo, no terremoto de San Francisco de 1906 producíronse máis mortes por incendios que polo propio sismo.[28]
Os tsunamis son ondas mariñas de longa lonxitude de onda e períodos longos producidas polo movemento repentino ou brusco de grandes volumes de auga, incluso cando se produce unterremoto no mar. No océano aberto, a distancia entre as cristas das ondas pode superar os 100 km e os períodos das ondas poden variar de cinco minutos a unha hora. Estes tsunamis percorren entre 600 e 800 km por hora, dependendo da profundidade da auga. As grandes ondas producidas por un terremoto ou un desprendemento de terra submarino poden invadir as zonas costeiras próximas en cuestión de minutos. Os tsunamis tamén poden percorrer miles de quilómetros a través do océano aberto e causar destrución en costas afastadas horas despois do terremoto que os xerou.[29]
Normalmente, os terremotos de subducción de magnitude inferior a 7,5 non provocan tsunamis, aínda que se rexistraron algúns casos. Os tsunamis máis destrutivos son causados por terremotos de magnitude 7,5 ou superior.[29]
As inundacións poden ser efectos secundarios dos terremotos se por exemplo osencoros resultan danados ou provocan desprendementos de terras que represen os ríos, que se colapsan e causan inundacións.[30]
O terreo situado baixo olago Sarez, enTadjiikistán, corre perigo de provocar unha inundación catastrófica se a presa formada en 1911 polocorremento de terras tras un terremoto, coñecida comopresa Usoi, fallase durante un futuro sismo. As proxeccións de impacto suxiren que a inundación podería afectar a uns 5 millóns de persoas.[31]
Terremotos (M6.0+) desde 1900 ata 2017Terremotos de magnitude 8,0 e maiores desde 1900 ata 2018. Os volumes aparentes en 3D das burbullas son linealmente proporcionais ás súas respectivas vítimas mortais.[32]
Un dos terremotos máis devastadores da historia rexistrada foi oterremoto de Shaanxi de 1556, que ocorreu o 23 de xaneiro de 1556 enShaanxi, China. Morreron máis de 830.000 persoas.[33] A maioría das casas da zona eranyaodongs (vivendas esculpidas nas ladeiras deloess) e moitas vítimas morreron cando estas estruturas colapsaron. Oterremoto de Tangshan de 1976, que matou entre 240.000 e 655.000 persoas, foi o máis mortífero do século XX.[34]
Os terremotos que causaron as maiores perdas de vidas, aínda que potentes, foron mortais debido á súa proximidade a zonas densamente poboadas ou ao océano, onde os terremotos adoitan creartsunamis que poden devastar comunidades a miles de quilómetros de distancia. As rexións con maior risco de grandes perdas de vidas humanas son aquelas nas que os terremotos son relativamente raros pero potentes, e as rexións pobres con códigos de construción sísmica laxos, non reforzados ou inexistentes.
Os terremotostectónicos prodúcense en calquera lugar da Terra onde haxa suficiente enerxía de deformación elástica almacenada para impulsar a propagación de fracturas ao longo doplano dunha falla. Os lados dunha falla móvense uns xunto a outros suavemente e con fluencia asísmica só se non hai irregularidades ou asperezas ao longo da superficie da falla que aumenten a resistencia á fricción. A maioría das superficies da falla teñen tales asperezas, que a conduce a unha forma decomportamento de esvaramento por adherencia. Unha vez que a falla bloqueouse, o movemento relativo continuado entre as placas conduce a un aumento da tensión e, por tanto, da enerxía de deformación almacenada no volume ao redor da superficie da falla. Isto continúa ata que a tensión aumenta o suficiente como para romper a aspereza, permitindo repentinamente o esvaramento sobre a parte bloqueada da falla, liberando aenerxía almacenada.[9] Esta enerxía libérase como unha combinación deondas sísmicas dedeformación elástica radiada,[39] quecemento por fricción da superficie da falla e agretamento da rocha, o que provoca un terremoto. Este proceso de aumento gradual da deformación e a tensión, interrompido ocasionalmente por un fallo sísmico repentino, coñécese comoteoría do rebote elástico. Calcúlase que só o 10% ou menos da enerxía total dun terremoto irrádiase en forma de enerxía sísmica. A maior parte da enerxía do terremoto utilízase para impulsar o crecemento dafractura ou se converte en calor xerada pola fricción. Por tanto, os terremotos diminúen aenerxía potencial elástica dispoñible da Terra e aumentan a súa temperatura, aínda que estes cambios son insignificantes comparados co fluxo conductivo e convectivo de calor que sae doInterior profundo da Terra.[12]
Existen tres tipos principais de fallas que poden provocar unterremoto interplaca: normais, inversas (de pulo) e de deslizamento. As fallas normais e inversas son exemplos de deslizamento por buzamento, nas que o desprazamento ao longo das fallas prodúcese na dirección decaída e nas que o movemento sobre elas implica unha compoñente vertical. Moitos terremotos están causados por movementos en fallas que teñen compoñentes tanto de buzamento como de deslizamento; isto coñécese como deslizamento oblicuo. A parte superior e fráxil da cortiza terrestre e as placas tectónicas frías que descenden cara ao manto quente son as únicas partes do noso planeta que poden almacenar enerxía elástica e liberala en rupturas de fallas. As rochas máis quentes que 300 °C (572 °F) flúen en resposta á tensión; non rompen en terremotos.[40][41] As lonxitudes máximas observadas de rupturas nas fallas cartografadas (que poden romper nunha soa ruptura) son de aproximadamente 1 000 km (620 mi). Exemplos diso son os terremotos deAlasca (1957),Chile (1960), eSumatra (2004), todos eles en zonas de subducción. As rupturas sísmicas máis longas prodúcense en fallas de deslizamento, como aFalla de Santo Andrés (1857,1906), aFalla de Anatolia do Norte en Turquía (1939), e aFalla de Denali en Alasca (2002) que son aproximadamente da metade a un terzo de longas que as lonxitudes ao longo das marxes das placas en subducción, e as das fallas normais son aínda máis curtas.
As fallas normais ocorren principalmente en áreas onde se estende a codia, como unlímite diverxente. Os terremotos asociados con fallas normais son xeralmente inferiores á magnitude 7. As magnitudes máximas ao longo de moitas fallas normais son aínda máis limitadas porque moitas delas están situadas ao longo de centros de expansión, como en Islandia, onde o espesor da capa fráxil é de só uns seis quilómetros.[42][43]
As fallas inversas ocorren en áreas onde se estáacurtando a codia , como nunlímite converxente. As fallas inversas, especialmente as situadas ao longo de límites converxentes, están asociadas cos terremotos máis poderosos (chamadosmegaterremotos), incluíndo case todos aqueles de magnitude 8 ou máis. Os megaterremotos son responsables de cerca do 90% do momento sísmico total liberado en todo o mundo.[44]
Foto aérea da falla de San Andrés naChaira de Carrizo, ao noroeste dos Ánxeles
Asfallas por deslizamento son estruturas escarpadas nas que os dous lados da falla deslízanse horizontalmente un sobre o outro; os límites de transformación son un tipo particular de falla por deslizamento. As fallas de deslizamiento, en particular asfallas transformadas continentais, poden producir terremotos de magnitude 8 aproximadamente. As fallas de deslizamiento tenden a orientarse case verticalmente, cunha anchura aproximada de 10 km dentro da cortiza fráxil.[45] Así pois, non é posible que se produzan terremotos de magnitudes moi superiores a 8.
Ademais, existe unha xerarquía de niveis de tensión nos tres tipos de fallas. As fallas de empurre son xeradas polos niveis de tensión máis altos, as de deslizamento polos intermedios e as normais polos máis baixos.[46] Isto pode entenderse facilmente considerando a dirección da maior tensión principal, a dirección da forza que «empurra» a masa rochosa durante a falla. No caso de fallas normais, a masa rochosa é empurrada cara abaixo en dirección vertical, polo que a forza de empurre (maior tensión principal) é igual ao peso da propia masa rochosa. No caso do empurre, a masa rochosa «escapa» na dirección da menor tensión principal, é dicir, cara arriba, elevando a masa rochosa e, por tanto, a sobrecarga é igual ámenor tensión principal. As fallas de deslizamento son intermedias entre os outros dous tipos descritos anteriormente. Esta diferenza no réxime de tensións nas tres contornas de falla pode contribuír a diferenzas na caída de tensións durante a falla, o que contribúe a diferenzas na enerxía radiada, independentemente das dimensións da falla.
Por cada unidade de aumento na magnitude, hai un aumento de aproximadamente trinta veces na enerxía liberada. Por exemplo, un terremoto de magnitude 6,0 libera aproximadamente 32 veces máis enerxía que un terremoto de magnitude 5,0 e un terremoto de magnitude 7,0 libera 1000 veces máis enerxía que un terremoto de magnitude 5,0. Un terremoto de magnitude 8,6 libera a mesma cantidade de enerxía que 10 000 bombas atómicas do tamaño utilizado nasegunda guerra mundial.[47]
Isto débese a que a enerxía liberada nun terremoto, e por tanto a súa magnitude, é proporcional á área da falla que rompe.[48] e a caída de tensión. Por tanto, canto maior sexa a lonxitude e o ancho da área da falla, maior será a magnitude resultante. O parámetro máis importante que controla a magnitude máxima do terremoto nunha falla non é a lonxitude máxima dispoñible, senón o ancho dispoñible porque este último varía nun factor de 20. Ao longo das marxes de placas converxentes, o ángulo de inclinación do plano de ruptura é moi pouco profundo, normalmente duns 10 graos.[49] Por tanto, a anchura do plano dentro da cortiza fráxil superior da Terra pode alcanzar de 50 a 100 km (como noXapón, 2011, ou o deAlasca, 1964), facendo posibles os terremotos máis potentes.
A maioría dos terremotos tectónicos orixínanse noAnel de Lume, a profundidades que non superan as decenas de quilómetros. Os terremotos que se producen a profundidades inferiores a 70 km clasifícanse como terremotos de "foco superficial", mentres que os que teñen profundidades focales entre 70 e 300 km denomínanse comunmente terremotos de "foco medio" ou "profundidade intermedia". Nas zonas desubdución, onde acodia oceánica máis antiga e fría descende baixo outra placa tectónica, poden producirseterremotos de foco profundo a profundidades moito maiores (que poden alcanzar dende os 300 ata os 700 km).[50] Estas áreas de subdución sismicamente activas coñécense comozonas de Wadati-Benioff. Os terremotos de foco profundo prodúcense a profundidades nas que alitosfera subducida xa non debería ser fráxil, debido á alta temperatura e presión. Un posible mecanismo para a xeración de terremotos de foco profundo é a formación de fallas causadas polaolivina que sofre unhatransición de fase cara a unha estrutura deespinela.[51]
Os terremotos adoitan producirse en rexións volcánicas e son causados tanto porfallas tectónicas como polo movemento domagma nosvolcáns. Estes terremotos poden servir como alerta temperá de erupcións volcánicas, como ocorreu durante aerupción do monte Santa Helena de 1980.[52] Os enxames sísmicos poden servir como marcadores da localización do magma que flúe a través dos volcáns. Estes enxames poden rexistrarse mediantesismógrafos einclinómetros (un dispositivo que mide a inclinación do terreo) e utilizarse como sensores para predicir erupciones inminentes ou futuras.[53]
En Galicia, como no resto da Terra, prodúcense centenas de pequenos tremores cada ano, sendo poucos os que pasan de 3 na escala Richter.[64] De xeito parello, séntense terremotos que teñen lugar de xeito relativemente próximo, con intensidades parellas. A pesar diso, periodicamente xorden noticias que dan nota de pequenas perturbacións.[65]
↑Scholz, Christopher H. (1 de xaneiro de 1998)."Earthquakes and friction laws".Nature(eninglés). pp. pp.1 do PDF, pp.37 da publicación. Consultado o 1 de marzo do 2023.
↑Pressler, Margaret Webb (14 de abril de 2010). "More earthquakes than usual? Not really.".KidsPost(eninglés) (Washington Post: Washington Post). pp. C10.
↑USGS."How Much Bigger?". United States Geological Survey. Arquivado dendeo orixinal o 2011-06-07. Consultado o 11 de xuño do 2023.
↑Vassiliou, Marius; Kanamori, Hiroo (1982). "The Energy Release in Earthquakes".Bull. Seismol. Soc. Am.72. pp. 371–387.
↑Sibson, R.H. (1982). "Fault Zone Models, Heat Flow, and the Depth Distribution of Earthquakes in the Continental Crust of the United States".Bulletin of the Seismological Society of America72 (1). pp. 151–163.
↑Sibson, R.H. (2002) "Geology of the crustal earthquake source" International handbook of earthquake and engineering seismology, Volume 1, Part 1, p. 455, eds. W H K Lee, H Kanamori, P C Jennings, and C. Kisslinger, Academic Press,ISBN978-0-12-440652-0
↑Hjaltadóttir S., 2010, "Uso de microterremotos relativamente localizados para cartografiar patróns de fallas e estimar o espesor da cortiza fráxil no suroeste de Islandia"
↑Greene II, H.W.; Burnley, P.C. (26 de outubro de 1989). "A new self-organizing mechanism for deep-focus earthquakes".Nature341 (6244). pp. 733–737.Bibcode:1989Natur.341..733G.doi:10.1038/341733a0.
↑Foxworthy and Hill (1982).Volcanic Eruptions of 1980 at Mount St. Helens, The First 100 Days: USGS Professional Paper 1249.
↑Watson, John; Watson, Kathie (7 de xaneiro de 1998)."Volcanoes and Earthquakes". United States Geological Survey. Arquivado dendeo orixinal o 26 de marzo de 2009. Consultado o 4 de novembro do 2025.
