Terremoto

Un terremoto(do latín terraemōtus, a partir de terra, e motus, 'movemento'), sismo (derivado do grego σεισμός [sismos]), tremor de terra ou movemento telúrico, é a sacudida brusca e pasaxeira da codia terrestre producida pola liberación de enerxía acumulada en forma de ondas sísmicas. No seu sentido máis xeral, a palabra terremoto utilízase para describir calquera suceso sísmico, xa sexa natural ou provocado por humanos, que xere ondas sísmicas. Os máis comúns prodúcense pola actividade de fallas xeolóxicas. Tamén poden ocorrer por outras causas, por exemplo, fricción no bordo de placas tectónicas, procesos volcánicos, impactos de asteroides 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 ou hipocentro. O epicentro é o punto da superficie terrestre que se atopa directamente sobre o hipocentro. Cando o epicentro dun gran sismo sitúase mar dentro, o leito mariño pode desprazarse o suficiente como para provocar un tsunami. A actividade sísmica dunha zona é a frecuencia, o tipo e o tamaño dos terremotos experimentados durante un período de tempo determinado. A sismicidade 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 a escala de Richter a máis coñecida e utilizada polos medios de comunicación.
Só nos Estados Unidos ocorren de 12000 a 14000 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 na escala de Richter) e un terremoto xigante (8 ou superior). Causas
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 das placas tectónicas.
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.
Modificacións do réxime fluvial.
Variacións bruscas da presión atmosférica por ciclóns.
Estes fenómenos xeran sucesos de baixa magnitude que adoitan atoparse no rango dos microsismos, tremores detectables só por sismógrafos. 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 grandes encoro, o fracking ou os ensaios de explosións nucleares. Terremotos de orixe natural
Os terremotos tectónicos son, con diferenza, os máis frecuentes e devastadores, adoitan ocorrer en calquera lugar da terra onde hai suficiente enerxía de deformación elástica almacenada para impulsar a propagación da fractura ao longo do plano dunha falla. 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 a enerxía acumúlase pola deformación elástica das rochas. Esta enerxía e deslizamento reláxanse bruscamente no momento dos terremotos. Nas zonas de subdución, 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 645 quilómetros). Nas dorsais 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 da enerxía acumulada xeralmente non se realiza nunha soa resta, e poden producirse varios reaxustes antes de atopar unha configuración estable. Así, compróbanse as réplicas en resposta á principal réplica dun terremoto, de amplitude decrecente e cunha duración que vai desde uns minutos a máis dun ano. 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 houbese asperidades 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 estudos stick-slip baseados en datos de laboratorio teñen unha adaptabilidade limitada e requiren estudos máis detallados.
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 da fractura do terremoto ou convértese en calor xerada pola fricción. Polo tanto, os terremotos reducen a enerxía 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 da estrutura da Terra.
Tamén poden ser terremotos de orixe volcánica, polo movemento do magma dentro da cámara magmática ou pola presión que este provoca ao ascender á superficie, servindo así para predicir erupcións volcánicas. 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 o noiro continental) ou polo derrube de cavidades ou do teito de covas.
Con todo, científicos como Thomas 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
Terremotos inducidos son aqueles que están asociados á acción humana directa ou indirectamente. Poden deberse á extracción de minerais, auga dos acuíferos ou a extracción de combustibles fósiles, debido á presión da auga dos encoros das presas, grandes explosións ou o colapso de grandes edificios. Tamén teñen a súa orixe na extracción de gas natural dos depósitos subterráneos mediante a tecnica do fracking. A pesar de provocar vibracións na Terra, estes non poden considerarse terremotos no sentido máis amplo, xa que xeralmente dan lugar a rexistros ou sismogramas diferentes dos terremotos de orixe natural.
Algúns terremotos ocasionais foron ligados á construción e recheo de grandes encoros, por exemplo os producidos trala construción do encoro de Kariba en Zambia. O terremoto máis grande inducido por esta causa produciuse o 10 de decembro de 1967, na rexión de Koyna ao oeste de Chennai (antigamente Madrás), na India. Tiña unha magnitude de 6, 3 na escala sismolóxica de magnitude de momento.
Tamén poden ser provocados pola detonación de explosivos moi fortes, especialmente das bombas atómicas, que poden provocar unha vibración de baixa magnitude. Os terremotos provocados por estes experimentos atómicos teñen características moi diferentes dos terremotos naturais. Así, a bomba nuclear de 50 megatóns chamada bomba Tsar detonada pola Unión Soviética en 1961 provocou un terremoto de magnitude 5. (a maior parte da enerxía foi dispersa pola atmosfera), producindo vibracións tan fortes que se rexistraron nas antípodas. Para facer efectivo o Tratado de Non Proliferación Nuclear, a Axencia Internacional da Enerxía Atómica utiliza as ferramentas da sismoloxía para detectar actividades ilícitas como as probas das armas nucleares. Con este sistema é posible determinar exactamente onde se produciu unha explosión. O evento máis recente deste tipo foi o ensaio nuclear realizado por Corea do Norte en 2017, que xerou un forte terremoto de magnitude 6, 3. Actualmente existen máis de 150 estacións sísmicas en todo o mundo destinadas a este fin. Localización
Os terremotos tectónicos adoitan ocorren en zonas onde a concentración de forzas xeradas polos límites das placas tectónicas dá lugar a movementos de reaxuste no interior e na superficie da Terra. Por este motivo os sismos de orixe tectónica están intimamente relacionados coa formación e actividade de fallas 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 unha distribución de Poisson. Así, a probabilidade de ocorrencia de k terremotos de magnitude M durante un período T nunha rexión está dada por: Prob ( k, T, M )
1 k! ( T T r ( M ) ) k e − T T r ( M ) {\displaystyle {\mbox{Prob}}(k, T, M)
{\frac {1}{k! }}\left({\frac {T}{T_{r}(M)}}\right)^{k}e^{-{\frac {T}{T_{r}(M)}}}} onde T r ( M ) {\displaystyle T_{r}(M)\, } é o tempo de retorno dun terremoto de intensidade M, que coincide co tempo medio entre dous terremotos de intensidade M. Propagación
O movemento sísmico propágase mediante ondas elásticas (similares ás do son) a partir do hipocentro. As ondas 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 ás ondas que se forman sobre a superficie do mar. Nos sismógrafos rexístranse en último lugar. Escalas
Escalas de magnitudes
Escala magnitude de onda superficial ( M s {\displaystyle M_{s}} ).
Escala magnitude das ondas de corpo ( M b {\displaystyle M_{b}} ).
Escala de Richter, tamén coñecida como escala de magnitude local (ML), é unha escala logarítmica arbitraria na que se asigna un número para cuantificar o efecto dun terremoto.
Escala sismolóxica de magnitude de momento é unha escala logarítmica empregada para medir e comparar sismos. Está baseada na medición da enerxía total que se libera nun terremoto. Introducírona en 1979 Thomas C. Hanks e Hiroo Kanamori como sucesora da escala de Richter.
Escalas de intensidades
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 italiano Giuseppe 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 en números 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. Efectos dos terremotos
Os efectos dos terremotos son, entre outros, os seguintes:
Tremor e rotura do chan
A sacudida e a rotura 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 da magnitude do terremoto, a distancia ao epicentro e as condicións xeolóxicas e xeomorfolóxicas locais, que poden amplificar ou reducir a propagación das ondas. As sacudidas do terreo mídense mediante a aceleración 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 do movemento 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 e centrais 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.
Licuefacción do solo
A licuefacción do chan prodúcese cando, debido ás sacudidas, o material granular 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, no terremoto de Alasca de 1964, a licuefacción do chan provocou que moitos edificios afundísense no chan, chegando a derrubarse sobre si mesmos.
Impactos humanos
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. 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, e primas de seguro máis elevadas. Os tempos de recuperación variarán en función do nivel de danos xunto co status socioeconómico da comunidade afectada.
Desprendemento de terras
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.
Incendios
Os terremotos poden provocar incendios ao danar a liñas da enerxía 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.
Tsunami
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 un terremoto 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.
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.
Inundacións
As inundacións poden ser efectos secundarios dos terremotos se por exemplo os encoros resultan danados ou provocan desprendementos de terras que represen os ríos, que se colapsan e causan inundacións.
O terreo situado baixo o lago Sarez, en Tadjiikistán, corre perigo de provocar unha inundación catastrófica se a presa formada en 1911 polo corremento de terras tras un terremoto, coñecida como presa Usoi, fallase durante un futuro sismo. As proxeccións de impacto suxiren que a inundación podería afectar a uns 5 millóns de persoas. Exemplos principais
Un dos terremotos máis devastadores da historia rexistrada foi o terremoto de Shaanxi de 1556, que ocorreu o 23 de xaneiro de 1556 en Shaanxi, China. Morreron máis de 830. 000 persoas. A maioría das casas da zona eran yaodongs (vivendas esculpidas nas ladeiras de loess) e moitas vítimas morreron cando estas estruturas colapsaron. O terremoto de Tangshan de 1976, que matou entre 240. 000 e 655. 000 persoas, foi o máis mortífero do século XX.
O terremoto de Chile que se produciu o 22 de maio de 1960 é o maior terremoto que se mediu nun sismógrafo, alcanzando unha magnitude de 9, 5. O seu epicentro situouse preto de Cañete, Chile. A enerxía liberada foi aproximadamente o dobre que a do seguinte terremoto máis potente, o terremoto do Venres Santo (27 de marzo de 1964), que tivo o seu epicentro en Prince William Sound, Alasca. Os dez terremotos máis grandes rexistrados foron todos terremotos de megatrusión; porén, destes dez, só o terremoto do Océano Índico de 2004 é á vez un dos terremotos máis mortíferos da historia.
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 crear tsunamis 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. Ocurrencia
Os terremotos tectónicos prodúcense en calquera lugar da Terra onde haxa suficiente enerxía de deformación elástica almacenada para impulsar a propagación de fracturas ao longo do plano 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 de comportamento 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 a enerxía almacenada. Esta enerxía libérase como unha combinación de ondas sísmicas de deformación elástica radiada, 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 como teoría 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 da fractura ou se converte en calor xerada pola fricción. Por tanto, os terremotos diminúen a enerxía 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 do Interior profundo da Terra.
Tipos de fallas
Existen tres tipos principais de fallas que poden provocar un terremoto 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 de caída 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. 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 de Alasca (1957), Chile (1960), e Sumatra (2004), todos eles en zonas de subducción. As rupturas sísmicas máis longas prodúcense en fallas de deslizamento, como a Falla de Santo Andrés (1857, 1906), a Falla de Anatolia do Norte en Turquía (1939), e a Falla 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.
Fallas normais
As fallas normais ocorren principalmente en áreas onde se estende a codia, como un límite 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.
Fallas inversas
As fallas inversas ocorren en áreas onde se está acurtando a codia, como nun límite converxente. As fallas inversas, especialmente as situadas ao longo de límites converxentes, están asociadas cos terremotos máis poderosos (chamados megaterremotos), 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.
Fallas por deslizamento
As fallas 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 as fallas 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. 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. 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 á menor 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.
Enerxía liberada
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 10000 bombas atómicas do tamaño utilizado na segunda guerra mundial.
Isto débese a que a enerxía liberada nun terremoto, e por tanto a súa magnitude, é proporcional á área da falla que rompe. 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. Por tanto, a anchura do plano dentro da cortiza fráxil superior da Terra pode alcanzar de 50 a 100 km (como no Xapón, 2011, ou o de Alasca, 1964), facendo posibles os terremotos máis potentes.
Foco
A maioría dos terremotos tectónicos orixínanse no Anel 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 de subdución, onde a codia oceánica máis antiga e fría descende baixo outra placa tectónica, poden producirse terremotos de foco profundo a profundidades moito maiores (que poden alcanzar dende os 300 ata os 700 km). Estas áreas de subdución sismicamente activas coñécense como zonas de Wadati-Benioff. Os terremotos de foco profundo prodúcense a profundidades nas que a litosfera 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 pola olivina que sofre unha transición de fase cara a unha estrutura de espinela.
Actividade volcánica
Os terremotos adoitan producirse en rexións volcánicas e son causados tanto por fallas tectónicas como polo movemento do magma nos volcáns. Estes terremotos poden servir como alerta temperá de erupcións volcánicas, como ocorreu durante a erupción do monte Santa Helena de 1980. Os enxames sísmicos poden servir como marcadores da localización do magma que flúe a través dos volcáns. Estes enxames poden rexistrarse mediante sismógrafos e inclinómetros (un dispositivo que mide a inclinación do terreo) e utilizarse como sensores para predicir erupciones inminentes ou futuras. En Galicia
En Galicia, como no resto da Terra, prodúcense centenas de pequenos tremores cada ano, sendo poucos os que pasan de 3 na escala Richter. 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.