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Terremotos: causas, consequências – videos e fotos

Terremotos: causas, consequências – videos e fotos
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Terremotos geralmente são causados pelo movimento das placas tectônicas, mas erupções vulcânicas e grande deslocamentos de massa de rocha também podem causar tremores. Uma das piores consequências dos terremotos podem ser os Tsunames (Maremotos – ondas gigantes) Estes acontecem quando um terremoto acontece no mar.

Você já se perguntou por que a Califórnia ou o Japão tem tantos terremotos? Você já esteve em um terremoto e sentiu o chão sólido tremer sob seus pés?

Imagine que você está indo sobre sua rotina normal para o dia e é hora de você encerrar o seu dia para ir para casa. Quando você começa a reunir suas coisas para levar para casa e chegar ao seu carro, acontece o seguinte (note que este vídeo e o próximo não contêm áudio significativo):

Este terremoto mediu 9,0 na escala Richter e foi o terremoto mais poderoso a atingir o Japão e o quarto mais poderoso registrado por humanos. Os réplicas foram mais de 1.000, com alguns acima de 6.0 na escala Richter. Quase 16.000 pessoas morreram, mais de 6.000 ficaram feridas e 2.500 desapareceram. O terremoto também danificou uma instalação nuclear causando grandes vazamentos radioativos. O Banco Mundial estimou o custo econômico de danos em US $ 235 bilhões!

Uma vez que o tremor diminuiu, aconteceu o seguinte:

Causas e localização dos terremotos

A natureza dos terremotos: Sismologia

Sismologia é o estudo das ondas sísmicas. A sismologia é também o estudo de terremotos, principalmente através das ondas que eles produzem. Medindo e analisando as ondas sísmicas, os sismólogos podem obter informações como:

  • O epicentro de um terremoto
  • A profundidade de um foco de terremoto
  • A magnitude (poder) de um terremoto
  • O tipo de movimento de falha que produziu um terremoto
  • Se é provável que um terremoto abaixo do oceano tenha gerado um tsunami (um conjunto de ondas gigantes do oceano)

Além de informações sobre terremotos e falhas, a sismologia nos dá conhecimento das camadas da Terra. Muito do que sabemos sobre a crosta, litosfera, astenosfera, manto e núcleo vem da sismologia. Veja a página básica do interior da Terra .

A sismologia também nos dá informações sobre testes nucleares subterrâneos que ocorrem em qualquer lugar da Terra, permite que possíveis reservatórios de petróleo estejam localizados dentro da crosta terrestre e nos ajuda a prever quando um vulcão está prestes a entrar em erupção.

Sismógrafos e sismógrafos são os instrumentos usados ​​para medir as ondas sísmicas. O sismógrafo analógico tradicional utiliza uma caneta (caneta) embutida em um peso pesado, que é suspenso em molas.

Quando a terra se move durante um terremoto, um pedaço de papel rolando sob a caneta se move com a terra, mas a caneta, com seu peso suspenso em molas, permanece estacionária, desenhando linhas na folha de papel que mostram os movimentos sísmicos da Terra.

A foto do USGS abaixo mostra um sismógrafo de um sismógrafo localizado em Columbia, Califórnia, que registrou o terremoto Loma Prieta de 1989.

foto do sismograma do terremoto Loma Prieta cortesia do US Geologic Survey

Com tecnologia moderna, sismógrafos com canetas e folhas de papel estão sendo substituídos por sismômetros com sensores eletrônicos e telas de computador. Sismógrafos e sismógrafos produzem um sismógrafo, que é um registro gráfico das ondas sísmicas, vistas em papel ou em um monitor de computador.

Veja também:

Causas de terremotos

O vídeo a seguir explica a causa dos terremotos.

VISÃO GERAL DA TEORIA DO REBOTE ELÁSTICO

Em um terremoto, o ponto inicial em que as rochas se rompem na crosta é chamado de  foco . O epicentro é o ponto na superfície da terra que está diretamente acima do foco.

Em cerca de 75% dos terremotos, o foco está nos 10 a 15 quilômetros mais altos da crosta. Os terremotos superficiais causam o maior dano porque o foco está perto de onde as pessoas vivem. No entanto, é o epicentro de um terremoto relatado pelos cientistas e pela mídia (figura 1).

Diagrama mostrando o epicentro diretamente acima do foco

Figura 1. Na seção transversal vertical da crosta, há dois recursos rotulados – o foco e o epicentro, que está diretamente acima do foco.

 

Veja esta animação resumindo a teoria do rebote elástico.

Stirke-slip, normal e impulso

Figura 2. Tipos de falha

Os terremotos tectônicos ocorrem em qualquer parte da Terra onde há energia de tensão elástica armazenada suficiente para propagar a propagação da fratura ao longo de um plano de falha .

Os lados de uma falta movem-se um após o outro de maneira suave e aseística apenas se não houver irregularidades ou asperezas ao longo da superfície da falta que aumentem a resistência ao atrito.

A maioria das superfícies de falha tem tais características e isso leva a uma forma de comportamento de deslizamento.

Uma vez que a falha tenha travado, o movimento relativo contínuo entre as placas leva a um aumento de tensão e, portanto, armazena energia de tensão no volume ao redor da superfície da falta.

Isso continua até que o estresse tenha subido o suficiente para romper a aspereza, permitindo de repente deslizar sobre a parte trancada da falha, liberando a energia armazenada.

Essa energia é liberada como uma combinação de ondas sísmicas radiadas de tensão elástica, aquecimento friccional da superfície da falha e rachaduras da rocha, causando um terremoto.

Esse processo de acúmulo gradual de tensão e estresse pontuado por uma súbita falha sísmica é chamado de teoria do rebote elástico.

Estima-se que apenas 10% ou menos da energia total de um terremoto seja irradiada como energia sísmica. A maior parte da energia do terremoto é usada para alimentar o crescimento da fratura do terremoto ou é convertida em calor gerado pelo atrito.

Portanto, os terremotos diminuem a energia potencial elástica disponível da Terra e aumentam sua temperatura, embora essas mudanças sejam insignificantes em comparação com o fluxo condutor e convectivo de calor do interior profundo da Terra.

Tipos de falha de terremoto

Existem três tipos principais de falha, os quais podem causar um terremoto inter-placa: normal, reverso (impulso) e deslizamento.

As falhas normais e reversas são exemplos de deslizamento, em que o deslocamento ao longo da falha é na direção de mergulho e movimento, envolvendo um componente vertical.

Falhas normais ocorrem principalmente em áreas onde a crosta está sendo estendida, como um limite divergente. Falhas reversas ocorrem em áreas onde a crosta está sendo encurtada, como em um limite convergente.

As falhas de deslizamento são estruturas íngremes onde os dois lados da falha deslizam horizontalmente um após o outro.

Os limites de transformação são um tipo particular de falha de deslizamento. Muitos terremotos são causados ​​pelo movimento de falhas que têm componentes de deslizamento e deslizamento; isso é conhecido como deslizamento oblíquo.

Falhas reversas, particularmente aquelas ao longo dos limites das placas convergentes, estão associadas aos terremotos mais poderosos, incluindo quase todos aqueles de magnitude 8 ou mais.

Falhas de deslizamento, particularmente as transformadas continentais, podem produzir grandes terremotos até cerca de magnitude 8.

Os terremotos associados com falhas normais são geralmente menores que magnitude 7. Para cada aumento de magnitude, há um aumento de aproximadamente 30 vezes na energia liberada.

Por exemplo, um terremoto de magnitude 6,0 libera aproximadamente 30 vezes mais energia do que um terremoto de magnitude 5,0 e um terremoto de magnitude 7,0 libera 900 vezes (30 × 30) mais energia do que uma magnitude de magnitude 5 do terremoto.

Um terremoto de magnitude 8,6 libera a mesma quantidade de energia que 10.000 bombas atômicas, como as usadas na Segunda Guerra Mundial.

Falha de San Andreas

Figura 3. Foto aérea da falha de San Andreas na planície de Carrizo, a noroeste de Los Angeles

Isto é assim porque a energia liberada em um terremoto e, portanto, sua magnitude, é proporcional à área da falha que se rompe e a queda de tensão.

Portanto, quanto maior o comprimento e maior a largura da área defeituosa, maior a magnitude resultante. A parte mais alta e frágil da crosta terrestre e as placas frias das placas tectônicas que descem para o manto quente são as únicas partes do nosso planeta que podem armazenar energia elástica e liberá-la em rupturas de falta.

Rochas mais quentes do que 300 graus Celsius fluem em resposta ao estresse; eles não se rompem em terremotos. Os comprimentos máximos observados de rupturas e falhas mapeadas (que podem quebrar em uma única ruptura) são aproximadamente 1000 km. Exemplos são os terremotos no Chile, em 1960; Alasca, 1957; Sumatra, 2004, todos em zonas de subducção.

O parâmetro mais importante que controla a magnitude máxima do terremoto em uma falha não é o comprimento máximo disponível, mas a largura disponível porque o último varia por um fator de 20.

Ao longo das margens da placa convergente, o ângulo de inclinação do plano de ruptura é muito raso tipicamente cerca de 10 graus. Assim, a largura do plano dentro da crosta superior frágil da Terra pode se tornar de 50 a 100 km (Japão, 2011; Alasca, 1964), possibilitando os terremotos mais poderosos.

Falhas de deslizamento tendem a ser orientadas quase verticalmente, resultando em uma largura aproximada de 10 km dentro da crosta frágil, portanto terremotos com magnitudes muito maiores que 8 não são possíveis.

As magnitudes máximas ao longo de muitas falhas normais são ainda mais limitadas porque muitas delas estão localizadas ao longo dos centros de dispersão, como na Islândia, onde a espessura da camada quebradiça é de apenas cerca de 6 km.

Além disso, existe uma hierarquia de níveis de estresse nos três tipos de falha. As faltas de empuxo são geradas pelas faltas mais altas, greves por intermediárias e normais, pelos níveis de tensão mais baixos.

Isso pode ser facilmente entendido considerando-se a direção da maior tensão principal, a direção da força que “empurra” a massa rochosa durante a falha.

No caso de falhas normais, a massa rochosa é empurrada para baixo em uma direção vertical, assim, a força de empurrão ( maior tensão principal) é igual ao peso da própria massa rochosa.

No caso do empurrão, a massa de rocha “escapa” no sentido do menos tensão principal, ou seja, para cima, levantando a massa rochosa, assim, a sobrecarga é igual à tensão menos principal.

A falha de greve é ​​intermediária entre os outros dois tipos descritos acima. Esta diferença no regime de tensão nos três ambientes com falha pode contribuir para diferenças na queda de tensão durante a falha, o que contribui para as diferenças na energia irradiada, independentemente das dimensões da falha.

Terremotos longe dos limites da placa

Onde os limites da placa ocorrem dentro da litosfera continental, a deformação é espalhada por uma área muito maior do que o próprio limite da placa.

No caso da falha de San Andreas, muitos terremotos ocorrem fora do limite da placa e estão relacionados a cepas desenvolvidas dentro da zona mais ampla de deformação causada por grandes irregularidades no traço da falha (por exemplo, a região “Big bend”).

O terremoto de Northridge foi associado ao movimento em um impulso cego dentro de tal zona. Outro exemplo é a fronteira de placa convergente fortemente oblíqua entre as placas da Arábia e da Eurásia, onde passa pela parte noroeste das Montanhas Zagros.

A deformação associada a este limite de placa é particionada em movimentos de sentido de empuxo quase puros perpendiculares ao limite em uma zona ampla em direção ao sudoeste e movimento de deslizamento de impacto quase puro ao longo da falha recente principal próximo ao próprio limite da placa. Isso é demonstrado pelos mecanismos focais do terremoto.

Todas as placas tectônicas possuem campos de tensão internos causados ​​por suas interações com placas vizinhas e carga ou descarga sedimentar (por exemplo, deglaciação). Estas tensões podem ser suficientes para causar falhas ao longo dos planos de falha existentes, dando origem a terremotos intraplaca.

Terremotos de foco raso e foco profundo

colapso de construção

Figura 4. O colapso do Gran Hotel na metrópole de San Salvador, após o rápido terremoto de 1986 em San Salvador.

A maioria dos terremotos tectônicos se origina no anel de fogo em profundidades não superiores a dezenas de quilômetros.

Terremotos ocorrendo a uma profundidade de menos de 70 km são classificados como terremotos de foco raso , enquanto aqueles com uma profundidade focal entre 70 e 300 km são comumente chamados de terremotos de foco médio ou de profundidade intermediária .

Em zonas de subducção, onde crosta oceânica mais velha e mais fria desce abaixo de outra placa tectônica, terremotos de foco profundo podem ocorrer em profundidades muito maiores (variando de 300 a 700 quilômetros).

Essas áreas sismicamente ativas de subducção são conhecidas como zonas Wadati-Benioff. Os terremotos de foco profundo ocorrem em uma profundidade onde a litosfera subduzida não deve mais ser frágil, devido à alta temperatura e pressão. Um possível mecanismo para a geração de terremotos com foco profundo é a falha causada pela olivina passando por uma transição de fase para uma estrutura espinélio.

Terremotos e atividade vulcânica

Terremotos ocorrem frequentemente em regiões vulcânicas e são causados ​​por falhas tectônicas e pelo movimento do magma em vulcões.

Esses terremotos podem servir como um aviso antecipado de erupções vulcânicas, como durante a erupção de 1980 do Monte Santa Helena.

Enxames de terremotos podem servir como marcadores para a localização do magma que flui ao longo dos vulcões. Esses enxames podem ser registrados por sismômetros e medidores de inclinação (um dispositivo que mede a inclinação do solo) e usados ​​como sensores para prever erupções iminentes ou futuras.

Dinâmica de ruptura

Um terremoto tectônico começa por uma ruptura inicial em um ponto na superfície da falha, um processo conhecido como nucleação.

A escala da zona de nucleação é incerta, com algumas evidências, como as dimensões de ruptura dos menores terremotos, sugerindo que ela é menor que 100 m enquanto outras evidências, como um componente lento revelado por espectros de baixa freqüência de alguns terremotos, sugiro que seja maior.

A possibilidade de que a nucleação envolva algum tipo de processo de preparação é apoiada pela observação de que cerca de 40% dos terremotos são precedidos por foreshocks.

Uma vez que a ruptura tenha iniciado, ela começa a se propagar ao longo da superfície da falta. A mecânica desse processo é pouco compreendida, em parte porque é difícil recriar as altas velocidades de deslizamento em um laboratório.

A propagação de ruptura geralmente é modelada usando uma abordagem de mecânica de fratura, comparando a ruptura a uma propagação de rachadura por cisalhamento de modo misto.

A velocidade de ruptura é uma função da energia da fratura no volume ao redor da ponta da trinca, aumentando com a diminuição da energia da fratura. A velocidade de propagação da ruptura é de magnitude de ordens mais rápida que a velocidade de deslocamento através da falha.

Rupturas sísmicas tipicamente se propagam a velocidades que estão na faixa de 70 a 90% da velocidade da onda S, e isso é independente do tamanho do terremoto.

Um pequeno subconjunto de rupturas sísmicas parece ter se propagado a velocidades maiores que a velocidade da onda S. Esses terremotos supershear foram observados durante grandes eventos de deslizamento. A zona excepcionalmente ampla de danos ceriseísmicos causados ​​pelo terremoto de Kunlun em 2001 foi atribuída aos efeitos do boom sônico desenvolvido em tais terremotos.

Algumas rupturas do terremoto viajam a velocidades anormalmente baixas e são chamadas de terremotos lentos. Uma forma particularmente perigosa de terremoto lento é o terremoto de tsunami, observado onde as intensidades sentidas relativamente baixas, causadas pela lenta velocidade de propagação de alguns grandes terremotos, não alertam a população da costa vizinha, como no terremoto de Sanriku de 1896.

Clusters de terremoto

A maioria dos terremotos faz parte de uma sequência, relacionada entre si em termos de localização e tempo. A maioria dos aglomerados de terremotos consistem em pequenos tremores que causam pouco ou nenhum dano, mas existe uma teoria de que os terremotos podem ocorrer em um padrão regular.

tremores secundários

Um tremor secundário é um terremoto que ocorre após um terremoto anterior, o mainshock. Um tremor secundário está na mesma região do choque principal, mas sempre de menor magnitude.

Se um tremor é maior do que o choque principal, o tremor secundário é redesignado como o choque principal e o choque principal original é redesignado como um foreshock. Os réplicas são formados à medida que a crosta ao redor do plano de falha deslocado se ajusta aos efeitos do choque principal.

Enxames de terremotos

Os enxames de terremotos são sequências de terremotos que atingem uma área específica em um curto período de tempo.

Eles são diferentes dos terremotos, seguidos por uma série de réplicas pelo fato de que nenhum terremoto na sequência é obviamente o principal choque, portanto nenhum deles tem notáveis ​​magnitudes mais altas do que o outro.

Um exemplo de um enxame de terremoto é a atividade de 2004 no Parque Nacional de Yellowstone. Em agosto de 2012, um enxame de terremotos abalou o Imperial Valley, no sul da Califórnia, mostrando a atividade mais registrada na região desde a década de 1970.

Às vezes, uma série de terremotos ocorre no que tem sido chamado de uma tempestade de terremotos, onde os terremotos atingem uma falha nos aglomerados, cada um desencadeado pela agitação ou redistribuição de estresse dos terremotos anteriores.

Semelhante a tremores secundários, mas em segmentos adjacentes de falha, essas tempestades ocorrem ao longo dos anos, e alguns dos terremotos posteriores são tão prejudiciais quanto os primeiros.

Tal padrão foi observado na sequência de cerca de uma dezena de terremotos que atingiram a North Anatolian Fault na Turquia no século 20 e foi inferida para aglomerados anômalos mais antigos de grandes terremotos no Oriente Médio.

Locais comuns de terremotos

Terremotos e Limites de Placa

A maioria, mas não todos, dos terremotos ocorrem nos limites das placas ou perto deles. Uma grande quantidade de estresse é concentrada e uma grande quantidade de tensão, em grande parte sob a forma de ruptura da Terra, ocorre em locais onde duas placas divergem, se transformam ou convergem em relação umas às outras.

A tensão é o estresse dominante nos limites das placas divergentes. Falhas normais e vales de rifte como as estruturas predominantes relacionadas a terremotos em limites de placas divergentes.

Os terremotos nos limites das placas divergentes são geralmente relativamente superficiais e, embora possam ser prejudiciais, os terremotos mais poderosos nos limites das placas divergentes não são tão poderosos quanto os terremotos mais poderosos nos limites das placas convergentes.

Os limites da placa de transformação são zonas dominadas pelo cisalhamento horizontal, com falhas de deslizamento de ruptura o tipo de falha mais característico.

A maioria das fronteiras das placas de transformação corta a crosta oceânica relativamente fina, faz parte da estrutura do fundo do oceano e produz terremotos relativamente superficiais, que raramente são de grande magnitude.

No entanto, onde os limites das placas de transformação e suas falhas de deslizamento cortam a crosta mais espessa das ilhas ou a crosta ainda mais espessa dos continentes, pode ser necessário aumentar o estresse antes que as massas mais espessas de rochas se rompam, e assim a magnitude dos terremotos pode ser maior do que em zonas de limite de placa de transformação confinadas a fina crosta oceânica. Isso é evidente em lugares como a zona de falha de San Andreas, na Califórnia, onde uma falha de transformação corta a crosta continental e os terremotos às vezes excedem 7.

Os limites convergentes das placas são dominados pela compactação. As principais falhas encontradas nos limites das placas convergentes são geralmente falhas reversas ou de impulso, incluindo uma falha de empuxo mestre no limite entre as duas placas e, normalmente, várias outras falhas de empuxo maiores, correndo aproximadamente paralelas ao limite da placa.

Os terremotos mais poderosos que foram medidos são os terremotos de subducção, até mais de 9,0 de magnitude. Todas as zonas de subducção no mundo estão sob risco de terremotos de subducção com magnitudes até ou até maiores que 9.0 em casos extremos, e provavelmente produzirão tsunamis. Isso inclui a zona de subducção de Cascadia, no norte da Califórnia, e as regiões costeiras de Oregon e Washington, a zona de subducção aleutiana do sul do Alasca, a zona de subducção de Kamchatka, na Rússia Pacífica,

Terremotos Intra-placas

Alguns terremotos ocorrem longe dos limites das placas. Os terremotos podem ocorrer onde quer que haja estresse suficiente na crosta terrestre para que as rochas se rompam.

Por exemplo, o Havaí está a milhares de quilômetros de qualquer limite de placa, mas os vulcões que compõem as ilhas se acumularam tão rapidamente que ainda estão em fase de estabilização gravitacional.

Setores das ilhas havaianas ocasionalmente caem ao longo de falhas normais, produzindo terremotos intraplaca.

A maioria dos terremotos ocorre na grande ilha do Havaí, que é composta dos vulcões mais recentes e mais recentes. O registro geológico mostra que partes das ilhas mais antigas sofreram grandes colapsos nos últimos milhões de anos, com seções das ilhas deslizando para o fundo do mar em deslizamentos de terra em falhas normais superficiais.

Outro exemplo é a região da Bacia e Faixa do oeste dos Estados Unidos, incluindo Nevada e leste de Utah, onde a crosta é submetida a tensão. Terremotos ocorrem lá em falhas normais, bem no interior dos limites da placa na Costa Oeste.

A tensão na crosta da província da Bacia e da Cordilheira pode ser em parte devido a um sistema de dorsal meso-oceânica que subduziu sob a Califórnia e agora está localizado abaixo da Bacia e do Canal, causando tensão na litosfera.

A região ao redor do Parque Nacional de Yellowstone também passa por grandes terremotos ocasionais em falhas normais. Os terremotos nessa área podem ser causados ​​pelo ponto quente de Yellowstone, causando uma expansão térmica diferencial da litosfera em uma ampla zona ao redor do centro das áreas quentes.

Várias cidades da Costa Leste, incluindo Boston, Nova York e Charleston, na Carolina do Sul, sofreram terremotos prejudiciais nos últimos dois séculos.

As falhas abaixo dessas cidades podem remontar ao rompimento de Pangea e à abertura do Oceano Atlântico, que começou há 200 milhões de anos.

Na área da cidade de Nova Madri, ao longo do rio Mississippi, no sudeste do Missouri e no oeste do Tennessee, ocorreram grandes terremotos em 1811-1812.

Terremotos menores a moderados continuam a ocorrer lá, mantendo ativa a possibilidade de terremotos prejudiciais ocorrendo novamente no futuro.

O sistema de falhas abaixo dessa área pode ser datado de colisões continentais e riftings continentais no passado geológico distante, e o estresse recente na crosta em torno de Nova Madri pode ser o acúmulo massivo de sedimentos na região do delta do rio Missipi, que se espalha para o sul dessa área.

Terremotos e vulcões

As conexões entre terremotos e vulcões nem sempre são óbvias. No entanto, quando o magma sobe sob um vulcão e quando um vulcão está em erupção, ele produz terremotos. Terremotos vulcânicos são distintos do tipo mais comum de terremotos que ocorrem por rebote elástico ao longo de falhas.

Sismólogos podem usar os padrões e sinais de terremotos vindos de baixo de vulcões para prever que o vulcão está prestes a entrar em erupção, e podem usar ondas sísmicas para ver que um vulcão está passando por uma erupção mesmo se o vulcão estiver em um local remoto, escondido na escuridão , ou escondido em nuvens de tempestade.

As aberturas vulcânicas e os vulcões em geral são comumente localizados ao longo de falhas ou na interseção de várias falhas. Grandes falhas que já existem na crosta podem ser caminhos naturais para canalizar o magma crescente.

No entanto, em grandes edifícios vulcânicos, falhas mais rasas são um produto do desenvolvimento do vulcão. Há efeitos de retroalimentação entre a pressão ascendente de empuxo de magma na crosta, o crescimento de falhas em zonas vulcânicas e a ventilação de vulcões, o que ainda não é completamente compreendido.

Como foi observado no início desta seção, nem todos os terremotos são devidos ao deslizamento de blocos sólidos de rocha ao longo das falhas. Quando um vulcão sofre uma poderosa erupção piroclástica – em outras palavras, quando um vulcão explode – ele faz a terra tremer. Os terremotos causados ​​por erupções vulcânicas explosivas produzem um sinal sísmico diferente do que os terremotos causados ​​por derrapagens ao longo das falhas.

Outro exemplo de terremotos causados ​​pelo menos em parte pelo movimento do magma, e não pelo deslizamento de rochas inteiramente sólidas ao longo de falhas, é o terremoto desencadeado pelo movimento do magma para cima abaixo de um vulcão, ou até níveis mais altos na crosta se Não há um vulcão no topo.

Esse movimento ascendente do magma dentro da crosta é às vezes chamado de injeção de magma. Os sismólogos ainda estão pesquisando as interações entre o movimento do magma na crosta e o deslizamento relacionado às falhas que podem ser causadas pela pressão e movimento do magma.

Risco de terremoto

Os terremotos podem ser perigosos para os humanos e para a propriedade de várias maneiras. Os riscos de terremotos surgem de uma combinação de fatores, como o tamanho do terremoto, a distância até o epicentro, o material subjacente e as estruturas geológicas e a construção civil.

Perigos Potenciais

Tsunamis

Um tsunami é um conjunto de ondas no oceano (ou um grande lago) com um comprimento de onda extremamente longo, normalmente com mais de 100 km de comprimento.

Tsunamis se movem a muitos 100s de km por hora em águas profundas. Tsunamis podem ser desencadeados por violentas erupções vulcânicas originadas logo abaixo do nível do mar, por deslizamentos gigantescos que ocorrem debaixo d’água ou caem no mar de montanhas costeiras, por grandes impactos de meteoritos e, mais comumente, por terremotos que sacodem o fundo do oceano, o que geralmente acontece em zonas de subducção.

A amplitude, ou altura da crista, de uma onda individual de tsunami pode ser de apenas 1 m (aproximadamente 3 pés de altura) no oceano aberto. É comum que um tsunami passe por navios no mar sem ser notado.

No entanto, à medida que a onda se aproxima da costa, onde a parte inferior cresce mais rasa, a crista se acumula até uma altura de até várias dezenas de metros (mais de 30 pés em alguns casos).

A crista da onda pode lavar em terra por vários minutos antes de afundar. Mesmo uma onda de tsunami não superior a 3 m (10 pés) chegando à costa pode causar danos extensos em portos e costas, uma vez que a onda de comprimento de onda longa continua a entrar por vários minutos.

Tsunamis consistem em mais de uma onda, então uma segunda crista de onda pode subir vários minutos depois.

Alguns tsunamis lideram com a onda, então a primeira coisa notada é que esse tipo de tsunami se aproxima de uma costa é uma dramática desvantagem, ou recuo, do mar, como a maré subitamente saindo. Tal desvantagem será inevitavelmente seguida por uma crescente onda de tsunami.

Os tsunamis do terremoto de 2004 em Sumatra mataram mais de 100 mil pessoas em áreas costeiras do Oceano Índico, algumas em praias a milhares de quilômetros do epicentro do terremoto.

O grande terremoto de 1964 no sudeste do Alasca gerou um tsunami que matou 16 pessoas na costa do Oregon e norte da Califórnia, a mais de mil quilômetros de distância. Sabe-se que os tsunamis atravessam todo o Oceano Pacífico e causam fatalidades a um terço do caminho ao redor do mundo.

O Havaí, no meio do Oceano Pacífico, foi danificado por tsunamis, originários de terremotos de subducção na Orla do Pacífico, várias vezes nos últimos séculos.

O Japão, com seu conjunto complexo de zonas de subducção e sua linha costeira oriental aberta ao Oceano Pacífico, passou por mais de 100 tsunamis em sua história registrada, mais recentemente, como resultado de um grande terremoto de subducção na ilha do norte em 2011, que resultou na destruição de várias cidades costeiras e na morte de milhares de pessoas.

O último grande tsunami gerado pela zona de subducção de Cascadia ao longo da costa do Noroeste Pacífico inundou áreas costeiras de Washington, Oregon, norte da Califórnia e Vancouver Island, no Canadá. Isso ocorreu em 1701, muito antes de a região ser tão populosa quanto é agora.

A subducção continua na zona de subducção de Cascadia e mais tsunamis podem ser gerados por terremotos no futuro.

Agitação de chão

Se os sedimentos não consolidados forem de grãos finos e úmidos, eles podem sofrer liquefação, aumentando os danos aos edifícios e infra-estrutura e, portanto, aumentando a intensidade do terremoto lá.

Se os sedimentos não consolidados forem sobrepostos por uma camada de preenchimento artificial, é provável que a área sofra tremores mais intensos e sofra mais sedimentação do solo, e liquefação, se úmida, do que locais que não tiveram uma camada de preenchimento artificial adicionada.

Cidade do México, uma das cidades mais populosas do mundo, está em uma bacia nas montanhas do México.

Grande parte da cidade é construída sobre aterros artificiais em cima de sedimentos finos de um extenso lago e zonas úmidas que foram drenadas e preenchidas à medida que a cidade crescia.

Como resultado de como as ondas sísmicas são amplificadas em sedimentos macios, o abalo do solo na Cidade do México durante um terremoto é maior do que em áreas fora da bacia, que têm um leito rochoso próximo à superfície.

Durante o terremoto de 1985, que se originou no litoral de Acapulco, na costa do Pacífico, a 300 km de distância, muitos prédios na Cidade do México entraram em colapso e mais de 20.000 pessoas morreram.

O distrito de Marina, no norte de São Francisco, é construído sobre preenchimento artificial de sedimentos na beira da água.

Escombros e destroços de construções que desmoronaram ou queimou naquele distrito como resultado do terremoto de 1906 foram usados ​​como preenchimento artificial sob estruturas construídas durante a reconstrução daquela área.

Em 1989, o terremoto de Loma Prieta causou o colapso de vários edifícios no distrito de Marina, e várias pessoas morreram lá.

Outro exemplo de uma estrutura em solo úmido coberto por aterro artificial que desmoronou durante o terremoto de Loma Prieta é o viaduto de Cypress em Oakland, CA. A foto do USGS abaixo mostra as colunas de suporte com falha.

Deslocamento Permanente do Solo

Durante grandes terremotos, o solo pode mudar permanentemente para uma nova posição para cima, para baixo ou para os lados (até 10 ou mais m, 30 ou 40 pés, em casos extremos).

Essa mudança na localização do solo, que também inclina o solo, pode causar a interrupção de estradas e serviços públicos e, nas cidades costeiras, a submersão ou o surgimento de instalações portuárias.

Mesmo os deslocamentos terrestres de menos de um metro (um pé ou dois) podem causar graves perturbações na infra-estrutura.

Ruptura da Terra

Durante a maioria dos terremotos, algumas rupturas da superfície da Terra ocorrem ao longo do traço da falha. Isso produz uma escarpa de falha, que pode ter até vários m (até 10 pés ou mais) de deslocamento vertical. Isso pode atrapalhar estradas e serviços públicos, e qualquer prédio em uma falha que se rompa pode sofrer danos extensos.

A ruptura da terra durante um terremoto também pode ocorrer em falhas secundárias. A ruptura induzida por terremotos da superfície da Terra também pode ocorrer em zonas fracas de sedimentos superficiais que se quebram e se espalham.

Se houver propagação suficiente de uma camada de superfície rompida, ela pode ser classificada como um deslizamento de terra.

A foto da NOAA abaixo mostra danos substanciais na subdivisão de Turnagain-By-the-Sea causada pelo terremoto de 1964 no Grande Alasca.

Deslizamentos e Avalanches

Em encostas íngremes e em áreas montanhosas, grandes terremotos podem desencadear muitos deslizamentos de terra, quedas de rochas ou avalanches. Estes podem danificar edifícios, cidades ou estradas no caminho dos deslizamentos de terra.

Liquefação

Se sedimentos não consolidados de grãos finos ou médios estiverem saturados com água subterrânea, o tremor que ocorre durante um terremoto pode fazer com que os grãos de sedimentos percam contato uns com os outros e se tornem suspensos na água, transformando temporariamente o que era sólido em terra líquida.

Construções e outras estruturas podem afundar, inclinar ou deslizar um terreno distante e liquefeito em terra liquefeita, causando sérios danos.

Incêndios

Os incêndios são um efeito secundário e não primário dos terremotos. Os fios elétricos quebrados e as tubulações de gás natural geralmente acionam os incêndios durante os terremotos.

Para agravar o problema, o suprimento de água também pode ser afetado por danos causados ​​por terremotos, tornando impossível apagar o fogo com água dos hidrantes.

O incêndio que eclodiu como resultado do grande terremoto de São Francisco, em 1906, queimou grande parte da cidade no solo, causando danos mais extensos aos edifícios do que o tremor do solo durante o terremoto.

Mitigando o dano do terremoto

Muito pode ser feito para reduzir o risco de fatalidades durante terremotos e reduzir os danos a edifícios e infra-estrutura; em outras palavras, para mitigar os efeitos dos terremotos.

Em muitos casos, são edifícios colapsados ​​que causam mais danos durante um terremoto. Os edifícios devem ser construídos de maneira que dificilmente colapsem durante um terremoto.

As estratégias que os engenheiros desenvolveram incluem ter flexibilidade suficiente na estrutura para absorver a agitação durante um terremoto. Tijolos, argamassa e concreto são rígidos e quebradiços.

No entanto, tijolos e argamassa e concreto podem ser reforçados com aço para torná-los mais capazes de sobreviver a um terremoto.

A madeira e o aço são mais flexíveis do que os tijolos, a argamassa e o concreto, e se prestam ao tipo de edifício que, projetado e construído adequadamente de acordo com o código, provavelmente sobreviverá a um terremoto sem entrar em colapso.

A maneira como um edifício está ligado à sua fundação e como a fundação está ancorada na terra são considerações importantes no projeto do terremoto.

Muitas casas construídas no início de meados da década de 1900 na Califórnia não foram anexadas às suas fundações, com base na suposição de que o peso de uma casa a manteria em sua fundação. Acabou sendo uma suposição ruim. Os terremotos fizeram as casas deslizarem de suas fundações.

Muitos proprietários de casas no estado tomaram medidas para garantir que suas casas agora estejam presas às suas fundações;

Se um dono de casa compra um seguro contra terremotos, geralmente é exigido pela companhia de seguros que o faça. Um grande edifício ou arranha-céu construído em uma área propensa a terremotos normalmente terá muita flexibilidade embutida,

Infraestrutura – estradas, pontes, serviços públicos – pode ser construída com margens de segurança para o evento de um terremoto. Isso inclui gasodutos projetados para deslizar para frente e para trás em seus suportes e ter válvulas de fechamento embutidas que podem ser ativadas por sensores automáticos, linhas elétricas e grades com flexibilidade e capacidade de desligamento semelhantes, e estradas, viadutos e pontes construídas para resistir a tremer durante um terremoto.

O desenvolvimento e a aplicação de códigos de construção destinados a reduzir o risco de terremotos geralmente exigem recursos que não estão disponíveis em regiões empobrecidas. Isso leva a uma maior probabilidade de que os edifícios entrem em colapso do mesmo tamanho de terremoto em algumas áreas do mundo do que em outras áreas.

Previsão de terremoto

Probabilidade de 62 por cento para um ou mais de magnitude 6,7 ou maiores terremotos de 2003 a 2032. Este resultado incorpora 14% de chances de terremotos não em falhas mostradas

Figura 1. As probabilidades de terremotos atingindo várias falhas na área de São Francisco entre 2003 (quando o trabalho estava concluído) e 2032.

Os cientistas estão longe de poder prever terremotos. Uma boa previsão deve ser precisa quanto ao local onde ocorrerá um terremoto, quando ocorrerá e em que magnitude será para que as pessoas possam evacuar. Uma evacuação desnecessária é cara e faz com que as pessoas não acreditem nas autoridades na próxima vez em que uma evacuação for solicitada.

Onde um terremoto ocorrerá é o recurso mais fácil de prever. Os cientistas sabem que os terremotos acontecem nos limites das placas e tendem a acontecer onde ocorreram antes (figura 1).

 As comunidades propensas a terremotos devem estar sempre preparadas para um terremoto. Essas comunidades podem implementar códigos de construção para tornar as estruturas seguras contra terremotos.

Quando um terremoto ocorrerá é muito mais difícil de prever. Como o estresse em uma falha se acumula na mesma proporção ao longo do tempo, os terremotos devem ocorrer em intervalos regulares (figura 2). Mas até agora os cientistas não podem prever quando os terremotos ocorrerão mesmo dentro de alguns anos.

Sinais às vezes vêm antes de um grande terremoto. Pequenos terremotos, chamados de foreshocks, às vezes ocorrem alguns segundos a algumas semanas antes de um grande terremoto.

No entanto, muitos terremotos não têm eclusas e pequenos terremotos não são necessariamente seguidos por um grande terremoto. Freqüentemente, as rochas ao redor de uma falha se dilatam à medida que as microfraturas se formam.

A inclinação do solo, causada pelo acúmulo de estresse nas rochas, pode preceder um grande terremoto, mas nem sempre.

Os níveis de água nos poços flutuam quando a água entra ou sai de fraturas antes de um terremoto. Este é também um preditor incerto de grandes terremotos. Os tempos de chegada relativos das ondas P e S também diminuem pouco antes de ocorrer um terremoto.

Gráfico mostrando o número do evento aumentando constantemente ao longo do tempo

Figura 2. Em torno de Parkfield, Califórnia, ocorre um terremoto de magnitude 6,0 ou mais a cada 22 anos. Assim, os sismólogos previram que um ataque ocorreria em 1993, mas o terremoto ocorreu em 2004 – 11 anos depois.

O folclore fala de animais se comportando de forma irregular pouco antes de um terremoto. Principalmente essas anedotas são contadas após o terremoto. Se de fato os animais sentem perigo de terremotos ou tsunamis, os cientistas não sabem o que estão sentindo, mas gostariam de descobrir.

O anel de fogo

Anel de Fogo é uma área onde um grande número de terremotos e erupções vulcânicas ocorrem na bacia do Oceano Pacífico.

Em uma forma de ferradura de 40.000 km (25.000 milhas), está associada a uma série quase contínua de valas oceânicas, arcos vulcânicos e cinturões vulcânicos e / ou movimentos de placas. Possui 452 vulcões e abriga mais de 75% dos vulcões ativos e inativos do mundo. Às vezes é chamado o cinturão circum-pacífico .

O anel de fogo circunda as costas da América do Sul, América do Norte, Rússia, Japão e Oceana. O Anel de Fogo inclui essas trincheiras: o trecho Peruo-Chile, a trincheira América Central, a trincheira Aleutiana, a trincheira Kurile, a trincheira japonesa, a vala Izu Ogasawara, a trincheira Ryukyu, a trincheira filipina, a trincheira Marianas (que inclui Challenger Deep), a vala de Java (Sunda), a vala de Bougainville, a vala de Tonga e a vala de Kermadec.

Figura 5. O Anel de Fogo do Pacífico

Cerca de 90% dos terremotos do mundo e 81% dos maiores terremotos do mundo ocorrem ao longo do Anel de Fogo. A próxima região mais sismicamente ativa (5-6% dos terremotos e 17% dos maiores terremotos do mundo) é o cinturão Alpide, que se estende de Java a Sumatra, passando pelo Himalaia, o Mediterrâneo, e pelo Atlântico. O cume Mid-Atlantic é o terceiro cinturão de terremoto mais proeminente.

O Anel de Fogo é um resultado direto da tectônica de placas e do movimento e colisão de placas litosféricas. A parte leste do anel é o resultado da Placa de Nazca e da Placa do Cocos sendo subducitada sob a Placa Sul-Americana, movida para o oeste.

A Placa do Cocos está sendo subducitada sob a Placa do Caribe, na América Central. Uma parte da placa do Pacífico, juntamente com a pequena placa Juan de Fuca, estão sendo subducitadas sob a placa norte-americana. Ao longo da porção norte, a placa do Pacífico, que se move para noroeste, está sendo subducitada sob o arco das Ilhas Aleutas.

Mais a oeste, a placa do Pacífico está sendo subducitada ao longo dos arcos da Península de Kamchatka, no sul, depois do Japão. A parte sul é mais complexa, com um número de placas tectônicas menores em colisão com a placa do Pacífico das Ilhas Marianas, nas Filipinas, Bougainville,

Tonga e Nova Zelândia; esta porção exclui a Austrália, já que está no centro de sua placa tectônica. A Indonésia situa-se entre oAnel de Fogo ao longo das ilhas do nordeste adjacentes e incluindo Nova Guiné e o cinturão de Alpide  ao longo do sul e oeste de Sumatra, Java, Bali, Flores e Timor.

A famosa e muito ativa zona de falhas de San Andreas, na Califórnia, é uma falha de transformação que compensa uma parte do East Pacific Rise sob o sudoeste dos Estados Unidos e do México. O movimento da falta gera inúmeros pequenos terremotos, em várias vezes ao dia, a maioria dos quais é muito pequena para ser sentida.

A ativa Queen Charlotte Fault, na costa oeste de Haida Gwaii, na Colúmbia Britânica, Canadá, gerou três grandes terremotos durante o século 20: um evento de magnitude 7 em 1929; uma magnitude 8,1 em 1949 (o maior terremoto registrado no Canadá); e uma magnitude de 7,4 em 1970.

Magnitude e Intensidade dos terremotos

As pessoas sempre tentaram quantificar o tamanho e os danos causados ​​por terremotos. Desde o início do século 20, houve três métodos. Quais são os pontos fortes e fracos de cada um?

  • Escala de Intensidade Mercalli. Os terremotos são descritos em termos do que os residentes próximos sentiram e do dano que foi causado às estruturas próximas.
  • Escala de magnitude Richter. Desenvolvido em 1935 por Charles Richter, esta escala usa um sismógrafo para medir a magnitude do maior choque de energia liberado por um terremoto.
  • Escala de magnitude do momento. Mede a energia total liberada por um terremoto. A magnitude do momento é calculada a partir da área da falta que é rompida e da distância percorrida pelo solo ao longo da falha.

A escala de Richter e a escala de magnitude de momento são logarítmicas.

  • A amplitude da maior onda aumenta dez vezes de um inteiro para o próximo.
  • Um aumento em um inteiro significa que trinta vezes mais energia foi liberada.
  • Essas duas escalas costumam dar medidas muito semelhantes.

Como a amplitude da maior onda sísmica de um terremoto de magnitude 5 se compara com a maior onda de um terremoto de magnitude 4?

Como se compara com um terremoto de magnitude 3? A amplitude da maior onda sísmica de um terremoto de magnitude 5 é 10 vezes a de um terremoto de magnitude 4 e 100 vezes a de um terremoto de magnitude 3.

Como um aumento em dois inteiros na escala de magnitude do momento se compara em termos da quantidade de energia liberada? Dois inteiros equivalem a um aumento de 900 vezes na energia liberada.

Qual escala você acha que é melhor? Com a escala Richter, um único choque agudo mede mais do que um terremoto muito intenso que libera mais energia.

A escala de magnitude do momento reflete com mais precisão a energia liberada e o dano causado. A maioria dos sismólogos usa agora a escala de magnitude de momento.

A maneira como os cientistas medem a intensidade do terremoto e as duas escalas mais comuns, Richter e magnitude de momento, são descritas junto com uma discussão sobre o terremoto de 1906 em San Francisco no vídeo Measuring Earthquakes :

Magnitude versus intensidade

Magnitude e intensidade medem características diferentes de terremotos. A magnitude mede a energia liberada na fonte do terremoto.

A magnitude é determinada a partir de medições em sismógrafos. Intensidade mede a força de agitação produzida pelo terremoto em um determinado local. A intensidade é determinada pelos efeitos nas pessoas, nas estruturas humanas e no ambiente natural.

Calculando a magnitude do terremoto

A magnitude de um terremoto é um número que permite que os terremotos sejam comparados entre si em termos de sua potência relativa.

Durante várias décadas, as magnitudes dos terremotos foram calculadas com base em um método desenvolvido pela primeira vez por Charles Richter, um sismólogo da Califórnia. Richter usou sismogramas de terremotos que ocorreram na zona de falha de San Andreas para calibrar sua escala de magnitude.

Duas medidas são calculadas em conjunto para determinar a magnitude Richter de um terremoto: a amplitude das maiores ondas registradas em um sismograma do terremoto e a distância até o epicentro do terremoto. A amplitude máxima da onda sísmica – a altura da mais alta – é medida em mm em um sismograma.

A distância até o epicentro também deve ser levada em conta, pois quanto maior a distância do terremoto, menores as ondas ficam. O efeito da distância é fatorado fora do cálculo.

Não há limite superior definido para a escala Richter, mas após um século de medições sismográficas, parece que as rochas na terra liberam seu estresse antes de acumular energia suficiente para atingir magnitude 10.

Verificou-se que a escala Richter não se transferiu muito bem da zona de falha de San Andreas, um limite de placa de transformação, para os terremotos muito mais poderosos que ocorrem nos limites das placas convergentes, particularmente os terremotos na zona de subducção. Portanto, a escala Richter foi substituída pela escala de magnitude de momento, simbolizada por w .

A escala de magnitude do momento é amplamente similar à escala de Richter, mas leva mais fatores em consideração, incluindo a área total da falha que se move durante o terremoto e quanto ela se move. Isso produz um número de magnitude que é um melhor indicador da quantidade total de energia liberada pelo terremoto.

Como a escala de magnitude do momento substituiu a escala de Richter, assumiremos daqui em diante que estamos nos referindo à magnitude do momento, não à magnitude de Richter, quando falamos de magnitude do terremoto.

A escala de magnitude representa a energia logaritmicamente até aproximadamente a base 32. Por exemplo, um terremoto de magnitude 6,0 libera cerca de 32 vezes mais energia do que um terremoto de magnitude 5,0. Uma magnitude 7,0 libera cerca de 32 × 32 = 1024 vezes mais energia do que um terremoto de magnitude 5,0. Um terremoto de magnitude 9,0, que raramente ocorre, libera mais de um milhão de vezes mais energia do que um terremoto de magnitude 5,0.

Classificando a intensidade do terremoto

A intensidade do terremoto é muito diferente da magnitude do terremoto. A intensidade do terremoto é um ranking baseado nos efeitos observados de um terremoto em cada lugar específico.

Portanto, cada terremoto produz uma gama de valores de intensidade, variando de mais alto na área do epicentro a zero a uma distância do epicentro.

A escala de intensidade de terremotos mais comumente usada é a escala de intensidade do terremoto de Mercalli Modificado. Consulte a página da Escala de Intensidade de Mercalli Modificada no site do Programa de Riscos de Terremoto de Pesquisa Geológica dos EUA para obter uma versão abreviada.

A tabela abaixo mostra aproximadamente quantos terremotos ocorrem a cada ano em cada faixa de magnitude e qual pode ser a intensidade no epicentro para cada faixa de magnitude.

MagnitudeNúmero médio por anoIntensidade Mercalli ModificadaDescrição
0 – 1,9> 1 milhãomicro – não senti
2,0 – 2,9> 1 milhãoEumenor – raramente senti
3,0 – 3,9cerca de 100.000II – IIImenor – notado por algumas pessoas
4,0 – 4,9cerca de 10.000IV – Vluz – sentida por muitas pessoas, possíveis danos menores
5,0 – 5,9cerca de 1.000VI – VIImoderado – sentido pela maioria das pessoas, possível gesso quebrado e chaminés
6,0 – 6,9cerca de 130VII – IXforte – variável de dano dependendo da construção do edifício e do substrato
7,0 – 7,9Cerca de 15IX – Xmajor – danos extensos, alguns edifícios destruídos
8,0 – 8,9cerca de 1X – XIIgrande – danos extensos em amplas áreas, muitos prédios destruídos
9.0 e acima<1XI – XIIgrande – danos extensos em grandes áreas, a maioria dos edifícios destruídos

Comparação de Magnitude / Intensidade

A tabela a seguir apresenta intensidades que são tipicamente observadas em locais próximos ao epicentro de terremotos de diferentes magnitudes.

MagnitudeIntensidade Máxima Modificada de Mercalli
1,0 – 3,0Eu
3,0 – 3,9II – III
4,0 – 4,9IV – V
5,0 – 5,9VI – VII
6,0 – 6,9VII – IX
7,0 e superiorVIII ou superior

Escala Abreviada de Intensidade de Mercalli Modificada

  1. Não sentida, exceto por muito poucos em condições especialmente favoráveis.
  2. Sentia-se apenas por algumas pessoas em repouso, especialmente nos andares superiores dos edifícios.
  3. Sentia-se bastante visivelmente por pessoas dentro de casa, especialmente nos andares superiores dos edifícios. Muitas pessoas não o reconhecem como um terremoto. Os automóveis a motor podem balançar ligeiramente. Vibrações semelhantes à passagem de um caminhão. Duração estimada.
  4. Sentia-se em casa por muitos, ao ar livre por poucos durante o dia. À noite, alguns despertaram. Pratos, janelas, portas perturbadas; paredes fazem som de rachar. Sensação como um caminhão pesado batendo na construção. Carros estacionados balançavam visivelmente.
  5. Sentido por quase todos; muitos despertaram. Alguns pratos, janelas quebradas. Objetos instáveis ​​derrubados. Os relógios de pêndulo podem parar.
  6. Sentido por todos, muitos assustados. Alguns móveis pesados ​​se moviam; alguns exemplos de gesso caído. Danos leves.
  7. Danos insignificantes em edifícios de bom design e construção; leve a moderada em estruturas comuns bem construídas; danos consideráveis ​​em estruturas mal construídas ou mal projetadas; algumas chaminés quebradas.
  8. Danos leves em estruturas especialmente projetadas; danos consideráveis ​​em edifícios substanciais comuns com colapso parcial. Danos grandes em estruturas mal construídas. Queda de chaminés, pilhas de fábrica, colunas, monumentos, paredes. Móveis pesados ​​viraram.
  9. Danos consideráveis ​​em estruturas especialmente projetadas; estruturas de estrutura bem projetadas jogadas fora do prumo. Danos grandes em edifícios substanciais, com colapso parcial. Edifícios se afastaram das fundações.
  10. Algumas estruturas de madeira bem construídas foram destruídas; a maioria das estruturas de alvenaria e estrutura destruídas com fundações. Trilhos dobrados.
  11. Poucas estruturas, se alguma (alvenaria) permanecem em pé. Pontes destruídas. Trilhos dobrados muito.
  12. Total de dano. Linhas de visão e nível são distorcidas. Objetos jogados no ar.

Resultados de Aprendizagem

  • Investigue as causas e localizações comuns de terremotos
  • Compare e contraste propriedades e mecânica de diferentes tipos de ondas
  • Definir e comparar magnitude versus intensidade.
  • Entenda os perigos dos terremotos e reconheça nossa capacidade limitada de prever a atividade sísmica.

Referências bibliográficas

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