Geologia
Investigue as causas e localizações comuns dos terremotos
Nesta seção, você aprenderá o que causa os terremotos e por quê. Você também aprenderá as localizações de terremotos comuns.
O que você aprenderá a fazer
- Descreva os terremotos e suas características
- Identificar as causas dos terremotos
- Identificar onde os terremotos geralmente ocorrem
A natureza dos terremotos
Seismologia
Seismologia é o estudo das ondas sísmicas. A sismologia é também o estudo dos terremotos, principalmente através das ondas que eles produzem. Ao medir e analisar as ondas sísmicas, os sismólogos podem derivar informações como:
- O epicentro de um terremoto
- A profundidade do foco de um terremoto
- A magnitude (poder) de um terremoto
- O tipo de movimento de falha que produziu um terremoto
- Se é provável que um terremoto sob o oceano tenha gerado um tsunami (um conjunto de ondas oceânicas gigantes)
Além de informações sobre terremotos e falhas, A sismologia dá-nos conhecimento das camadas da terra. Muito do que sabemos sobre a crosta, litosfera, astenosfera, manto e núcleo, vem da sismologia. Veja a página Fundamentos do interior da Terra.
Seismologia também nos dá informações sobre testes nucleares subterrâneos que ocorrem em qualquer lugar da Terra, permite que possíveis reservatórios de petróleo sejam localizados dentro da crosta terrestre e nos ajuda a prever quando um vulcão está prestes a entrar em erupção.
Seismógrafos e sismômetros são os instrumentos usados para medir ondas sísmicas. O sismógrafo analógico tradicional utiliza uma caneta (stylus) embutida em um peso pesado, que está suspensa em molas. Quando a terra se move durante um terremoto, um pedaço de papel rolando sob o estilete se move com a terra, mas o estilete, com seu peso suspenso em molas, permanece estacionário, desenhando linhas na folha de papel que mostram os movimentos sísmicos da terra. A foto do USGS abaixo mostra um sismograma de um sismógrafo localizado em Columbia, Califórnia, que registrou o terremoto de Loma Prieta de 1989.
Com tecnologia moderna, sismógrafos com canetas e folhas de papel rolantes estão sendo substituídos por sismômetros com sensores eletrônicos e telas de computador. Sismógrafos e sismômetros produzem ambos um sismograma, que é um registro gráfico das ondas sísmicas, visto em papel ou em um monitor de computador.
Causas de terremotos
O vídeo a seguir explica a causa dos terremotos.
Visão geral da Teoria da Ricochete Elástica
Em um terremoto, o ponto inicial onde 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 no topo de 10 a 15 quilômetros (6 a 9 milhas) da crosta. Os terremotos rasos são os que causam mais danos, pois o foco está próximo do local onde as pessoas vivem. Entretanto, é o epicentro de um terremoto que é relatado pelos cientistas e pela mídia (figura 1).
Figure 1. Na seção transversal vertical da crosta, há duas características marcadas – o foco e o epicentro, que está diretamente acima do foco.
Veja esta animação resumindo a teoria do ressalto elástico.
Figure 2. Tipos de falha
Terremotos tectônicos ocorrem em qualquer lugar na terra onde há energia elástica de deformação armazenada suficiente para conduzir a propagação da fratura ao longo de um plano de falha. Os lados de uma falha passam uns pelos outros de forma suave e asseísmica apenas se não houver irregularidades ou asperezas ao longo da superfície da falha que aumentem a resistência à fricção. A maioria das superfícies de falha tem essas asperezas e isso leva a uma forma de comportamento de deslizamento. Uma vez que a falha tenha bloqueado, o movimento relativo contínuo entre as placas leva ao aumento da tensão e, portanto, ao armazenamento de energia de tensão no volume em torno da superfície da falha. Isto continua até que a tensão aumente o suficiente para romper a aspereza, permitindo o deslizamento repentino sobre a parte bloqueada da falha, liberando a energia armazenada.
Esta energia é liberada como uma combinação de ondas sísmicas de tensão elástica irradiada, aquecimento friccional da superfície da falha e rachadura da rocha, causando assim um terremoto. Este processo de acumulação gradual de tensão e estresse pontuado por ocasionais falhas súbitas de terremoto é referido como a teoria de restrição elástica. Estima-se que apenas 10% ou menos da energia total de um terremoto é 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 reduzem a energia potencial elástica disponível na Terra e aumentam sua temperatura, embora essas mudanças sejam insignificantes em comparação com o fluxo condutivo e convectivo de calor do interior profundo da Terra.
Tipos de Falha de Terremoto
Existem três tipos principais de falha, todas elas podem causar um terremoto interplacável: normal, reverso (empuxo) e deslizamento de golpe. Falhas normais e invertidas são exemplos de dip-slip, onde o deslocamento ao longo da falha é na direção de dip e o movimento sobre elas envolve um componente vertical. Falhas normais ocorrem principalmente em áreas onde a crosta está sendo estendida, como por exemplo, um limite divergente. Falhas inversas ocorrem em áreas onde a crosta está sendo encurtada, tais como em um limite convergente. Os defeitos de greve-deslizamento são estruturas íngremes onde os dois lados do defeito deslizam horizontalmente um para o outro; os limites da transformação são um tipo particular de defeito de greve-deslizamento. Muitos terremotos são causados pelo movimento sobre falhas que têm componentes tanto de dip-slip como de strike-slip; isto é conhecido como slip oblíquo.
Falhas reversíveis, particularmente aquelas ao longo de limites de placas convergentes estão associadas aos terremotos mais poderosos, terremotos de megathrust, incluindo quase todos aqueles de magnitude 8 ou mais. Falhas de strike-slip, particularmente as transformações continentais, podem produzir grandes terremotos de até cerca de magnitude 8. Os terremotos associados a falhas normais são geralmente de magnitude inferior a 7. Para cada aumento unitário de magnitude, há um aumento de cerca de trinta vezes a 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 um terremoto de magnitude 5.0. Um terremoto de magnitude 8,6 libera a mesma quantidade de energia que 10.000 bombas atômicas como as usadas na Segunda Guerra Mundial.
Figure 3. Foto aérea da Falha de San Andreas na planície de Carrizo, noroeste de Los Angeles
Isto porque a energia libertada num terramoto, e portanto a sua magnitude, é proporcional à área da falha que se rompe e à queda de tensão. Portanto, quanto mais longo o comprimento e maior a largura da área da falha, maior a magnitude resultante. A parte mais alta, quebradiça da crosta terrestre, e as placas tectônicas frias que descem para o manto quente, são as únicas partes do nosso planeta que podem armazenar energia elástica e liberá-la em rupturas de falhas. Rochas mais quentes que cerca de 300 graus Celsius fluem em resposta ao estresse; elas não se rompem em terremotos. Os comprimentos máximos observados de rupturas e falhas mapeadas (que podem se romper em uma única ruptura) são de aproximadamente 1000 km. Exemplos são os terremotos no Chile, 1960; Alasca, 1957; Sumatra, 2004, todos em zonas de subducção. As maiores rupturas sísmicas em falhas de greve-deslizamento, como a Falha de San Andreas (1857, 1906), a Falha da Anatólia do Norte na Turquia (1939) e a Falha de Denali no Alasca (2002), são cerca de meio a um terço, desde que o comprimento ao longo das margens da placa subdutora, e aquelas ao longo das falhas normais sejam ainda mais curtas.
O parâmetro mais importante que controla a magnitude máxima de um terremoto em uma falha não é, entretanto, o comprimento máximo disponível, mas a largura disponível porque esta última varia por um fator de 20. Ao longo das margens convergentes da placa, o ângulo de mergulho do plano de ruptura é muito raso, normalmente cerca de 10 graus. Assim, a largura do plano dentro da crosta mais quebradiça da Terra pode tornar-se de 50 a 100 km (Japão, 2011; Alasca, 1964), tornando possíveis os terremotos mais potentes.
Falhas de ruptura tendem a ser orientadas verticalmente, resultando em uma largura aproximada de 10 km dentro da crosta quebradiça, assim, 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 espalhamento, como na Islândia, onde a espessura da camada frágil é de apenas cerca de 6 km.
Além disso, existe uma hierarquia de nível de tensão nos três tipos de falhas. Os defeitos de empuxo são gerados pelo deslizamento mais alto, os defeitos de golpe pelo deslizamento intermediário e os defeitos normais pelos níveis de tensão mais baixos. Isto pode ser facilmente compreendido considerando a direção da maior tensão principal, a direção da força que “empurra” a massa rochosa durante a falha. No caso de falhas normais, o maciço rochoso é empurrado para baixo em direção vertical, assim a força de empuxo (maior tensão principal) é igual ao peso do próprio maciço rochoso. No caso de empuxo, o maciço rochoso “escapa” no sentido da menor tensão principal, ou seja, para cima, levantando o maciço rochoso para cima, assim a sobrecarga é igual à menor tensão principal. A falha de strike-slip é intermediária entre os outros dois tipos descritos acima. Esta diferença no regime de tensão nos três ambientes de falha pode contribuir para diferenças na queda de tensão durante a falha, o que contribui para diferenças na energia irradiada, independentemente das dimensões da falha.
Earthquakes away from Plate Boundaries
Onde os limites das placas ocorrem dentro da litosfera continental, a deformação está espalhada por uma área muito maior do que o limite da placa em si. No caso da transformação continental da falha de San Andreas, muitos terremotos ocorrem longe do limite da placa e estão relacionados a deformações desenvolvidas dentro da zona mais ampla de deformação causada por grandes irregularidades no traçado da falha (por exemplo, a região da “Grande Curva”). O terremoto de Northridge foi associado ao movimento em um impulso cego dentro de tal zona. Outro exemplo é o limite fortemente oblíquo da placa convergente entre as placas árabes e eurasiáticas, onde percorre a parte noroeste das montanhas Zagros. A deformação associada a este limite da placa é dividida em movimentos de sentido de empuxo quase puro perpendiculares ao limite numa zona ampla a sudoeste e movimento de deslizamento quase puro ao longo da Falha Principal Recente perto do limite real da placa em si. Isto é demonstrado por mecanismos focais de terremoto.
Todas as placas tectônicas têm campos de tensão internos causados por suas interações com as 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.
Sismos de foco superficial e profundo
Figure 4. Edifício do Gran Hotel desmoronado na metrópole de San Salvador, após o raso terremoto de 1986 em San Salvador.
A maioria dos terremotos tectônicos tem origem no anel de fogo em profundidades que não excedem dezenas de quilômetros. Os terremotos que ocorrem a uma profundidade inferior a 70 km são classificados como terremotos de foco raso, enquanto aqueles com uma profundidade focal entre 70 e 300 km são comumente denominados terremotos de foco médio ou terremotos de profundidade intermediária. Em zonas de subducção, onde a crosta oceânica mais antiga e fria desce sob outra placa tectônica, terremotos de foco profundo podem ocorrer a profundidades muito maiores (variando de 300 a 700 km).
Essas áreas de subducção sismicamente ativas são conhecidas como zonas Wadati-Benioff. Os terremotos de foco profundo ocorrem a uma profundidade onde a litosfera subducta não deve mais ser quebradiça, devido à alta temperatura e pressão. Um possível mecanismo para a geração de terremotos de foco profundo é a falha causada pela olivina passando por uma transição de fase em uma estrutura espinélica.
Sismos da Terra e Atividade Vulcânica
Sismos da Terra freqüentemente ocorrem em regiões vulcânicas e são causados lá, tanto por falhas tectônicas quanto pelo movimento do magma nos vulcões. Tais terremotos podem servir como um aviso precoce de erupções vulcânicas, como durante a erupção do Monte Santa Helena em 1980. Os enxames de terremotos podem servir como marcadores para a localização do magma que flui através dos vulcões. Esses enxames podem ser registrados por sismômetros e inclinômetros (um dispositivo que mede a inclinação do solo) e usados como sensores para prever erupções iminentes ou próximas.
Dinâmica da 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, tais como as dimensões de ruptura dos menores terremotos, sugerindo que é menor que 100 m enquanto outras evidências, tais como um componente lento revelado por espectros de baixa freqüência de alguns terremotos, sugerem que é 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 de choques de previsão. Uma vez iniciada a ruptura, ela começa a se propagar ao longo da superfície da falha. A mecânica deste processo é mal compreendida, em parte porque é difícil recriar as altas velocidades de deslizamento em um laboratório. Também os efeitos do movimento forte do solo tornam muito difícil registrar informações próximas a uma zona de nucleação.
A propagação da ruptura é geralmente modelada usando uma abordagem de mecânica de fratura, comparando a ruptura a uma fenda de cisalhamento de modo misto propagador. A velocidade de ruptura é uma função da energia de fratura no volume ao redor da ponta da trinca, aumentando com a diminuição da energia de fratura. A velocidade de propagação da fratura é ordem de magnitude mais rápida do que a velocidade de deslocamento ao longo da falha. As rupturas de terremotos tipicamente se propagam a velocidades que estão na faixa de 70-90% da velocidade da onda S, e isto é independente do tamanho do terremoto. Um pequeno subconjunto de rupturas de terremotos parece ter se propagado a velocidades maiores do que a velocidade da onda S. Estes super-sismos foram todos observados durante os grandes eventos de greve e deslizamento. A zona invulgarmente ampla de danos coseísmicos causados pelo terramoto de Kunlun de 2001 foi atribuída aos efeitos do boom sónico desenvolvido em tais terramotos. Algumas rupturas sísmicas viajam a velocidades invulgarmente baixas e são referidas como terremotos lentos. Uma forma particularmente perigosa de terremoto lento é o terremoto de Sanriku, observado onde as intensidades relativamente baixas de feltro, causadas pela velocidade de propagação lenta de alguns grandes terremotos, falham em alertar a população da costa vizinha, como no terremoto de Sanriku de 1896.
Terremoto de Clusters
A maioria dos terremotos faz parte de uma seqüência, relacionada entre si em termos de localização e tempo. A maioria dos grupos de terremotos consiste de pequenos tremores que causam pouco ou nenhum dano, mas há uma teoria de que os terremotos podem se repetir em um padrão regular.
Após terremotos
Um tremor secundário é um terremoto que ocorre após um terremoto anterior, o choque principal. Um tremor secundário está na mesma região do choque principal, mas sempre de menor magnitude. Se um tremor secundário é maior que o choque principal, o tremor secundário é redesignado como choque principal e o choque principal original é redesignado como um choque de previsão. Os tremores posteriores são formados à medida que a crosta em torno do plano de falhas deslocado se ajusta aos efeitos do choque principal.
Earthquake Swarms
Earthquake swarms são sequências de terremotos que atingem uma área específica dentro de um curto período de tempo. Eles são diferentes dos terremotos seguidos por uma série de tremores secundários pelo fato de que nenhum terremoto na seqüência é obviamente o choque principal, portanto nenhum tem magnitudes notáveis mais altas do que o outro. Um exemplo de um enxame de terremotos é a atividade de 2004 no Parque Nacional de Yellowstone. Em agosto de 2012, um enxame de terremotos sacudiu o Vale Imperial do Sul da Califórnia, mostrando a atividade mais registrada na área desde os anos 70.
Por vezes uma série de terremotos ocorre no que tem sido chamado de tempestade de terremoto, onde os terremotos atingem uma falha em grupos, cada um deles desencadeado pelo tremor ou redistribuição de estresse dos terremotos anteriores. Similar aos tremores posteriores, mas em segmentos adjacentes de falhas, essas tempestades ocorrem ao longo dos anos, e com alguns dos terremotos posteriores tão prejudiciais quanto os primeiros. Tal padrão foi observado na seqüência de cerca de uma dúzia de terremotos que atingiram a Falha da Anatólia do Norte na Turquia no século 20 e foi inferido para grupos anômalos mais antigos de grandes terremotos no Oriente Médio.
Localizações comuns de terremotos
Tremotos da Terra e Limites de Placas
Mais, mas não todos, os terremotos ocorrem nos limites das placas ou perto deles. Uma grande quantidade de tensão é concentrada e uma grande quantidade de tensão, grande parte dela sob a forma de ruptura da terra, ocorre em locais onde duas placas divergem, transformam-se ou convergem em relação uma à outra.
Tensão é a tensão dominante nos limites divergentes das placas. Falhas normais e vales fissurados como as estruturas predominantes relacionadas ao terremoto em limites divergentes das placas. Os terremotos nos limites divergentes das placas são geralmente relativamente superficiais e, embora possam ser prejudiciais, os terremotos mais fortes nos limites divergentes das placas não são tão fortes quanto os terremotos mais fortes nos limites convergentes das placas.
Limites das placas de transformação são zonas dominadas pelo cisalhamento horizontal, sendo as faltas de batida e deslizamento o tipo de falha mais característico. A maioria dos limites das placas de transformação cortam através de crosta oceânica relativamente fina, parte da estrutura do fundo do oceano, e produzem terremotos relativamente rasos que só raramente são de grande magnitude. No entanto, onde os limites das placas de transformação e suas falhas de deslizamento cortam através da crosta mais grossa das ilhas ou da crosta ainda mais grossa dos continentes, mais estresse pode precisar se acumular antes que as massas mais grossas de rocha se rompam, e assim a magnitude dos terremotos pode ser maior do que em zonas de limites de placas de transformação confinadas à crosta oceânica fina. Isto é evidente em lugares como a zona de falha de San Andreas na Califórnia, onde uma falha de transformação corta através da crosta continental e os terremotos lá às vezes excedem 7,0 em magnitude.
Limites de placas convergentes são dominados pela compressão. As maiores falhas encontradas nos limites das placas convergentes são geralmente falhas de inversão ou de impulso, incluindo uma falha de impulso principal no limite entre as duas placas e tipicamente várias outras falhas de impulso principais que correm mais ou menos paralelamente ao limite da placa. Os terremotos mais fortes que foram medidos são os terremotos de subducção, de magnitude superior a 9,0. Todas as zonas de subducção no mundo estão em risco de terremotos de subducção com magnitudes até ou até mesmo superiores a 9,0 em casos extremos, e são passíveis de produzir tsunamis. Isto inclui a zona de subducção de Cascadia do norte da Califórnia e da costa do Oregon e Washington, a zona de subducção Aleutiana do sul do Alasca, a zona de subducção Kamchatka da Rússia do Pacífico, a zona de subducção Acapulco do sul do Pacífico México, a zona de subducção da América Central, a zona de subducção Andina, a zona de subducção da Índia Ocidental ou das Caraíbas, e as zonas de subducção da Indonésia, Japão, Filipinas e várias outras zonas de subducção no oeste e sudoeste do Oceano Pacífico.
Tremotos de placas
Alguns terremotos ocorrem longe dos limites das placas. Os terremotos podem ocorrer onde quer que haja tensão suficiente na crosta terrestre para levar as rochas à ruptura.
Por exemplo, o Havaí está a milhares de km (milhares de milhas) de qualquer limite de placas, mas os vulcões que compõem as ilhas se acumularam tão rapidamente que ainda estão em processo de estabilização gravitacional. Os 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 pelos vulcões mais jovens, de construção mais recente. O registo geológico mostra que partes das ilhas mais antigas sofreram grandes colapsos nos últimos milhões de anos, com secções das ilhas a deslizar para o fundo do mar em deslizamentos de terra, em falhas normais pouco profundas.
Outro exemplo é a região da Bacia e da Cordilheira dos Estados Unidos ocidental, incluindo Nevada e Utah oriental, onde a crosta está sujeita a tensão. Os terremotos ocorrem lá em falhas normais, longe do interior dos limites das placas na costa oeste. A tensão na crosta da província da Bacia e Range pode ser em parte devido a um sistema de cristas do médio-oceano que subduziu abaixo da Califórnia e agora está localizada abaixo da Bacia e Range, causando tensão na litosfera.
A região ao redor do Parque Nacional de Yellowstone também sofre ocasionalmente grandes terremotos em falhas normais. Os terremotos nessa área podem ser devidos ao ponto quente de Yellowstone causando expansão térmica diferencial da litosfera em uma ampla zona ao redor do centro do ponto quente.
Cidades da Costa Leste Several, incluindo Boston, Nova York e Charleston na Carolina do Sul, sofreram terremotos prejudiciais nos últimos dois séculos. As falhas abaixo dessas cidades podem remontar à fenda de Pangea e à abertura do Oceano Atlântico que começou há cerca de 200 milhões de anos.
Na área da cidade de New Madrid, ao longo do rio Mississippi, no sudeste do Missouri e oeste do Tennessee, grandes terremotos ocorreram em 1811-1812. Os pequenos a moderados terremotos continuam a ocorrer ali, mantendo-se ativa a possibilidade de danos futuros. O sistema de falhas sob essa área pode datar de épocas de colisão continental e fissuras continentais no passado geológico distante, e o stress recente na crosta em torno de Nova Madrid pode ser devido à acumulação maciça de sedimentos na região do delta do rio Mississippi, que se espalha para o sul dessa área.
Earthquakes e Vulcões
As conexões entre terremotos e vulcões nem sempre são óbvias. Entretanto, quando o magma se move para cima sob um vulcão, e quando um vulcão está em erupção, ele produz terremotos. Os terremotos vulcânicos são distintos dos tipos mais comuns de terremotos que ocorrem por ricochete elástico ao longo das falhas.
Os 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 que o vulcão esteja em um local remoto, escondido na escuridão, ou escondido em nuvens de tempestade.
Os respiradouros vulcânicos, e vulcões em geral, estão normalmente localizados ao longo das falhas, ou na intersecção de várias falhas. Falhas principais que já existem na crosta podem ser caminhos naturais para canalizar o magma ascendente. No entanto, em grandes edificações vulcânicas, as falhas mais rasas são um produto do desenvolvimento do vulcão. Existem efeitos de feedback entre a pressão ascendente da flutuação do magma na crosta, o crescimento das falhas nas zonas vulcânicas, e a ventilação dos vulcões, que ainda não foi completamente compreendida.
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 dos terremotos causados por deslizamento ao longo das falhas.
Outro exemplo de terremotos que são causados pelo menos em parte pelo movimento do magma, em vez de pelo deslizamento de rochas inteiramente sólidas ao longo das falhas, são terremotos desencadeados pelo movimento do magma para cima por baixo de um vulcão, ou até níveis mais altos na crosta, quer haja ou não um vulcão no topo. Esse movimento de magma para cima 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 ao longo das falhas que podem ser causadas pela pressão e movimento do magma.
O Anel de Fogo
O 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, está associado a uma série quase contínua de trincheiras oceânicas, arcos vulcânicos e cinturas vulcânicas e/ou movimentos de placas. Tem 452 vulcões e abriga mais de 75% dos vulcões ativos e adormecidos do mundo. É às vezes chamado de cinturão circun-Pacífico.
Figure 5. O Anel de Fogo do Pacífico
Sobre 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 a faixa alpina, que se estende de Java até Sumatra através dos Himalaias, o Mediterrâneo, e até o Atlântico. O Cinturão Médio-Atlântico é o terceiro cinturão sísmico mais proeminente.
O Anel de Fogo é um resultado direto da tectônica das placas e do movimento e colisões das placas litosféricas. A seção leste do anel é o resultado da Placa Nazca e a Placa Cocos sendo subduzida sob a Placa Sul-Americana em movimento para oeste. A Placa de Cocos está sendo subduccionada sob a Placa do Caribe, na América Central. Uma porção da placa do Pacífico juntamente com a pequena placa Juan de Fuca está sendo subduzida sob a placa norte-americana. Ao longo da porção norte, a placa do Pacífico que se move para noroeste está sendo subduzida sob o arco das Ilhas Aleutianas. Mais a oeste, a placa do Pacífico está sendo subduzida ao longo dos arcos da Península Kamchatka no sul, passando pelo Japão. A porção sul é mais complexa, com um número de placas tectônicas menores em colisão com a placa do Pacífico das Ilhas Marianas, Filipinas, Bougainville, Tonga e Nova Zelândia; esta porção exclui a Austrália, uma vez que se encontra no centro de sua placa tectônica. A Indonésia situa-se entre o Anel de Fogo ao longo das ilhas do nordeste adjacentes e incluindo a Nova Guiné e a faixa alpina ao longo do sul e oeste de Sumatra, Java, Bali, Flores e Timor. A famosa e muito ativa zona de San Andreas Fault da Califórnia é uma falha de transformação que compensa uma porção da Elevação do Pacífico Oriental sob o sudoeste dos Estados Unidos e do México. O movimento da falha gera numerosos pequenos terremotos, várias vezes ao dia, a maioria dos quais são pequenos demais para serem sentidos. A falha ativa da rainha Charlotte na costa oeste do Haida Gwaii, Columbia 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 7,4 em 1970.
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