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4.3.1: Por que ocorrem terremotos? - Geociências


O que faz com que a Terra aparentemente sólida e rígida se mova e produza um terremoto? Os terremotos ocorrem principalmente quando os diferentes blocos ou placas que constituem a superfície da Terra se movem em relação uns aos outros (Figura 3.1.1a), causando distorção na rocha (Figura 3.1.1b). A pausa é chamada de culpa. Ela começa como uma pequena fratura (Figura 3.1.1c), mas cresce rapidamente (Figura 3.1.1d). O comprimento da falha (o comprimento da quebra ao longo da qual as rochas são deslocadas) pode variar de metros para um pequeno terremoto a cerca de 1 000 km para um terremoto muito grande.

Figura 3.1.1 A causa de um terremoto

A Figura 3.1.1 acima mostra a causa de um terremoto, usando diagramas de blocos, ilustrando a superfície da Terra e a Terra em seção transversal.

  • (a) Parte da Terra onde as forças (mostradas por setas) estão tentando mover a rocha em direções opostas.

  • (b) Antes que uma falha seja quebrada, as rochas se esticam.

  • (c) Quando a distorção é suficiente para causar a quebra das rochas, a quebra começa em um ponto

  • (d) A ruptura se espalha rapidamente ao longo da falha, liberando energia. Observe que as falhas nem sempre são verticais e as forças que causam o movimento podem, às vezes, fazer com que as rochas de ambos os lados da falha se movam para cima ou para baixo.

Quais são as direções relativas de movimento dos blocos em cada lado da falha?

Responder

  1. Os rios e algumas estradas foram deslocados ao longo da falha, que é a característica linear que vai de cima para baixo na fotografia.

  2. O bloco à esquerda (sudoeste) moveu-se para noroeste ao longo da falha, e o bloco à direita (nordeste) moveu-se na direção oposta, para sudeste. Isso é deduzido da sensação de deslocamento dos rios e estradas ao longo da falha.

Qual é o verdadeiro local de origem de um terremoto? À medida que a quebra inicial se propaga, ela libera energia ao longo da falha, portanto, de certa forma, o terremoto se origina de toda a falha - que pode ter 1 000 km de extensão. No entanto, é útil referir-se a uma parte da falha como o local de origem de um terremoto, e isso é considerado como a interrupção inicial. É chamado de foco (plural foci) do terremoto. Geralmente, fica abaixo (não na) superfície da Terra. O ponto na superfície da Terra diretamente acima do foco é chamado de epicentro (Figura 3.1.3).

Figura 3.1.3 O foco e epicentro de um terremoto.

Um grande terremoto é frequentemente seguido por uma série de terremotos menores na mesma falha, chamados tremores secundários. Isso pode continuar por meses após o principal terremoto. Eles são causados ​​por reajustes nas posições das rochas após o terremoto principal, liberando acúmulos menores e localizados de energia na falha. Às vezes, o principal terremoto é precedido por um ou mais abalos menores, embora não possam ser identificados como abalos sísmicos até que o terremoto principal tenha ocorrido.

Um terremoto de 1989 na Califórnia teve uma sequência de tremores secundários que revelou o tamanho e a orientação da falha. Este terremoto ocorreu em 17 de outubro de 1989 com o epicentro a cerca de 100 km a sudeste de São Francisco, e é geralmente referido como 'o terremoto Loma Prieta' devido à montanha a leste do epicentro. O terremoto envolveu o movimento em uma falha de cerca de 40 km de comprimento. Foi grande o suficiente para causar destruição não apenas na cidade vizinha de Santa Cruz, mas também em San Francisco e seus arredores, onde alguns edifícios, pontes e estradas elevadas desabaram.

A Figura 3.1.4a é um mapa epicentral (um mapa mostrando a localização dos epicentros) para o terremoto Loma Prieta e seus tremores secundários. O terremoto e os tremores secundários ocorreram ao longo de uma falha bem conhecida na Califórnia - a Falha de San Andreas (mostrada na Figura 3.1.3). A Figura 3.1.4b é uma seção transversal vertical desta área ao longo da falha, do ponto B ao ponto B ′ na Figura 3.1.4a. Isso mostra as posições e profundidades do terremoto e dos tremores secundários, ou seja, seus focos.

  • Em que extensão da falha ocorreram os tremores secundários?

  • Mais de 70 km.

  • Qual foi a profundidade do terremoto principal e qual foi a profundidade máxima do abalo secundário?

  • O terremoto principal teve uma profundidade de 17 km e a profundidade máxima das réplicas foi de 21 km.

A Figura 3.1.4c é uma seção transversal mostrando os focos da falta abaixo da linha que une o ponto C ao ponto C ′ na Figura 3.1.4a.

  • A falha é vertical?

  • Não. Os focos do terremoto tornam-se mais profundos em direção ao sudoeste, indicando que a falha desce para sudoeste (cerca de 25 ° na vertical).

Figura 3.1.4 (a) Mapa epicentral, e (b) e (c) seções transversais, mostrando os focos do terremoto principal e das réplicas do terremoto Loma Prieta, Califórnia, 1989. BB ′ e CC ′ on (a) são as localizações das seções transversais em (b) e (c), que mostram focos paralelos (em linha com) e perpendiculares (em ângulos retos) à falha. Terremotos maiores são mostrados por pontos vermelhos maiores.

A Falha de San Andreas é a maior e possivelmente a mais ativa de muitas falhas na Califórnia. Além do terremoto de Loma Prieta, o movimento ao longo da falha causou outros grandes terremotos, incluindo um grande terremoto de São Francisco em 1906. Isso resultou na destruição quase total da cidade por um incêndio, após o rompimento da rede de gás; a ruptura da rede de água impossibilitou o apagamento dos incêndios. O terreno a oeste da falha moveu-se até 6 m ao norte em relação ao outro lado durante o terremoto.

Agora que sabemos um pouco mais sobre o que causa os terremotos, podemos retornar ao primeiro terremoto que consideramos (Kobe, 1995) para examiná-lo em termos de movimento ao longo de uma falha. O epicentro ficava cerca de 30 km a sudoeste da cidade de Kobe (Figura 3.1.5). As rochas se moveram até 1,5 m horizontalmente ao longo de 10 km de comprimento de uma falha nordeste-sudoeste ao longo da costa norte da ilha de Awaji. Os tremores secundários ocorreram nesta falha e, a nordeste, ao longo de cerca de 50 km. O único terremoto significativo registrado anteriormente ao longo desta falha foi em 1916, e foi muito menor do que o terremoto de 1995. A falha foi pensada para estar se movendo muito lentamente, o suficiente para causar um grande terremoto a cada mil anos ou mais. Infelizmente para Kobe, 1995 acabou sendo o ano em mil.

Figura 3.1.5 Os epicentros do terremoto de Kobe em 1995 e seus tremores secundários


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12.1 O que é um terremoto?

12.1.1 Tremores de terremoto vêm da deformação elástica

Terremotos ocorrem quando a rocha rupturas (quebra), fazendo com que as rochas de um lado de uma falha se movam em relação às rochas do outro lado. Embora o movimento ao longo de uma falha seja parte do que acontece quando ocorre um terremoto, não é o movimento de pedras que se chocam entre si. Na verdade, pode-se dizer que o terremoto acontece _após _rochas sofreram grande parte do deslocamento. Considere o seguinte: se as rochas deslizarem alguns centímetros ou mesmo metros ao longo de uma falha, esse movimento sozinho explicar os incríveis danos causados ​​por alguns terremotos? Se você estivesse em um carro que acelerou repentinamente e depois parou, sentiu um solavanco. Mas os terremotos não são um único choque. Os edifícios podem balançar para frente e para trás até que se desfaçam em pedaços, os trilhos do trem podem entortar e se torcer em formas de S e as estradas podem subir e descer como ondas no oceano. Durante um terremoto, a rocha não está apenas escorregando. Também está vibrando como uma corda de violão dedilhada.

As rochas podem parecer rígidas, mas quando a tensão é aplicada, elas podem esticar. Se não houve muito alongamento, a rocha voltará à sua forma original assim que a tensão for removida. A deformação reversível é chamada deformação elástica. Rochas estressadas além de sua capacidade de esticar podem se romper, permitindo que o resto da rocha retorne à sua forma original. O estalo da rocha voltando à sua forma original faz com que a rocha vibre, e é isso que causa o tremor durante um terremoto. O snapping back é chamado rebote elástico.

A Figura 12.3 (parte superior) mostra essa sequência de eventos. A tensão é aplicada a uma rocha e a deforma. A rocha deformada se rompe, formando uma falha. Após a ruptura, a rocha acima e abaixo da falha volta à forma que tinha antes da deformação.

Figura 12.3: Deformação elástica, ruptura e rebote elástico. Topo: A tensão aplicada a uma rocha faz com que ela se deforme por alongamento. Quando a tensão se torna excessiva para a rocha, ela se rompe, formando uma falha. A rocha volta à sua forma original em um processo chamado recuperação elástica. Inferior: Em uma falha existente, as asperezas impedem que as rochas de ambos os lados da falha deslizem. A tensão deforma a rocha até que as asperezas se rompam, liberando a tensão e fazendo com que as rochas voltem à sua forma original. Fonte: Karla Panchuk (2017) CC BY 4.0. Modificado após Steven Earle (2015) CC BY 4.0 ver original.

As rupturas também podem ocorrer ao longo de falhas pré-existentes (Figura 12.3, parte inferior). As rochas de cada lado da falha estão travadas juntas devido a saliências ao longo da falha, chamadas asperezas, evite que as rochas se movam umas em relação às outras. Quando a tensão é grande o suficiente para quebrar as asperezas, as rochas de cada lado da falha podem deslizar novamente. Enquanto as rochas estão travadas juntas, o estresse pode causar deformação elástica. Quando as asperezas se rompem e liberam o estresse, as rochas sofrem recuperação elástica e voltam à sua forma original.

12.1.2 As superfícies de ruptura são onde a ação acontece

Imagens como 12.3 são úteis para ilustrar deformação elástica e ruptura, mas podem ser enganosas. A ruptura que acontece não ocorre como em 12.3, com o bloco sendo rompido por completo. A ruptura e o deslocamento acontecem apenas ao longo de uma subseção de uma falha, chamada de superfície de ruptura. Na Figura 12.4, a superfície de ruptura é a mancha rosa escura. Ocupa apenas uma parte do plano de falha (rosa claro). O plano de falha representa a superfície onde a falha existe e onde rupturas ocorreram no passado. Embora o plano de falha seja desenhado como plano na Figura 12.4, as falhas não são, na verdade, perfeitamente planas.

A localização no plano da falha onde ocorre a ruptura é chamada de hipocentro ou foco do terremoto (Figura 12.4, à direita). A localização na superfície da Terra imediatamente acima do hipocentro é o epicentro do terremoto.

Figura 12.4: Superfície de ruptura (rosa escuro), em um plano de falha (rosa claro). O diagrama representa uma parte da crosta que pode ter dezenas ou centenas de quilômetros de comprimento. A superfície de ruptura é a parte do plano de falha ao longo da qual ocorreu o deslocamento. Esquerda: Neste exemplo, o lado próximo da falha está se movendo para a esquerda e os comprimentos das setas dentro da superfície de ruptura representam quantidades relativas de deslocamento. As setas coloridas representam a propagação da falha em uma superfície de ruptura. Nesse caso, a falha começa na seta azul escura e se propaga para fora, atingindo primeiro o lado esquerdo (setas verdes) e por último o lado direito (setas amarelas). À direita: a localização de um terremoto pode ser descrita em termos de seu hipocentro (ou foco), a localização no plano da falha onde ocorre a ruptura, ou em termos de seu epicentro (estrela vermelha), a localização acima do hipocentro. Fonte: Esquerda: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 view source. À direita: Karla Panchuk (2017) CC BY 4.0.

Dentro da superfície de ruptura, a quantidade de deslocamento varia. Na Figura 12.4, as setas maiores indicam onde houve mais deslocamento e as setas menores indicam onde houve menos. Além da borda da superfície de ruptura, não há nenhum deslocamento. Observe que esta superfície de ruptura em particular nem mesmo se estende até a superfície terrestre do diagrama.

O tamanho de uma superfície de ruptura e a quantidade de deslocamento ao longo dela dependerão de vários fatores, incluindo o tipo e a resistência da rocha, e o grau em que a rocha foi submetida a tensões anteriores. A magnitude de um terremoto dependerá do tamanho da superfície de ruptura e da quantidade de deslocamento.

Uma ruptura não ocorre de uma só vez ao longo de uma superfície de ruptura. Ele começa em um único ponto e se espalha rapidamente a partir daí. A Figura 12.4 ilustra um caso em que a ruptura começa na seta azul pesada no meio e continua nas setas azuis mais claras. A ruptura se espalha para o lado esquerdo (setas verdes), depois para a direita (setas amarelas).

Dependendo da extensão da superfície de ruptura, a propagação de falhas (rupturas incrementais que contribuem para formar a superfície de ruptura final) do ponto de iniciação é normalmente concluído dentro de segundos a várias dezenas de segundos. O ponto de iniciação não está necessariamente no centro da superfície de ruptura, pode estar perto de uma extremidade, perto do topo ou perto da parte inferior.

12.1.3 Mudança de estresse causa tremores temporais e posteriores

Os terremotos geralmente não ocorrem isoladamente. Freqüentemente, há uma sequência na qual terremotos menores ocorrem antes de um maior e, em seguida, terremotos progressivamente menores ocorrem depois. O maior terremoto da série é o choque principal. Os menores que vêm antes são choques, e os menores que vêm depois são tremores secundários. Essas descrições são relativas, então pode ser necessário reclassificar um terremoto. Por exemplo, o terremoto mais forte de uma série é classificado como o tremor principal, mas se outro ainda maior vier depois dele, o maior será chamado de tremor principal e o anterior será reclassificado como tremor secundário.

Uma superfície de ruptura não falha de uma vez. Uma ruptura em um lugar leva a outro, que leva a outro. Os tremores posteriores e os choques dianteiros representam a mesma coisa, exceto em uma escala muito maior. A ruptura ilustrada na Figura 12.4 reduziu a tensão em uma área, mas, ao fazer isso, transferiu a tensão para outras (Figura 12.5). Imagine uma corda desfiada quebrando fio por fio. Quando um fio se quebra, a tensão nele é liberada, mas os fios restantes ainda devem suportar a mesma quantidade de peso. Se outro fio se romper com o aumento da carga, os fios restantes terão uma carga ainda maior do que antes. Da mesma forma que a tensão faz com que um fio após o outro falhe, uma ruptura pode desencadear rupturas subsequentes nas proximidades.

Figura 12.5: Mudanças de estresse relacionadas a um terremoto. A tensão diminui na área da superfície de ruptura, mas aumenta nas partes adjacentes da falha. Fonte: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 view source.

Numerosos tremores secundários foram associados ao terremoto de magnitude 7,8 que atingiu Haida Gwaii em outubro de 2012 (Figura 12.6 tremores principais em vermelho, tremores secundários em branco). Parte da tensão liberada pelo choque principal foi transferida para outras partes próximas da falha e contribuiu para uma cascata de rupturas menores. Mas a transferência de tensão não precisa se restringir à falha ao longo da qual ocorreu um terremoto. Isso afetará as rochas em geral ao redor do local do terremoto e pode levar a um aumento do estresse em outras falhas na região. As réplicas do terremoto Haida Gwaii estão espalhadas em vez de localizadas apenas nas falhas principais.

Figura 12.6: Magnitude 7.8 Terremoto em Haida Gwaii e tremores secundários. O choque principal (o círculo vermelho marca o epicentro) ocorreu em 28 de outubro de 2012. Os tremores secundários são para o período de 28 de outubro a 10 de novembro de 2012. Embora o epicentro esteja próximo a um limite de transformação, a ruptura foi influenciada mais pela compressão relacionada à zona de subducção . Fonte: Karla Panchuk (2017) CC BY 4.0. Mapa básico com epicentros da ferramenta U. S. Geological Survey Latest Earthquakes visualização do mapa interativo. Zona de subdução após Wang et al. (2015). Clique na imagem para mais atribuições.

Os efeitos da transferência de estresse podem não aparecer imediatamente. Os tremores secundários podem ser atrasados ​​por horas, dias, semanas ou até anos. Como a transferência de estresse afeta uma região, não apenas uma única falha, e como pode haver atrasos entre o evento que transferiu o estresse e aquele que foi desencadeado pela transferência, às vezes pode ser difícil saber se um terremoto está realmente associado a outro, e se um choque inicial ou posterior deve ser atribuído a um choque principal em particular.

12.1.4 Tremor episódico e deslizamento

Tremor episódico e deslizamento (ETS) é um deslizamento lento periódico ao longo de parte de um limite de subducção. Não produz terremotos reconhecíveis, mas produz tremor sísmico (observado como vibrações sísmicas rápidas em instrumentos). Foi descoberto pela primeira vez na Ilha de Vancouver, parte da zona de subducção Cascadia, pelo Geological Survey dos geólogos do Canadá Herb Dragert e Gary Rogers. 20

O limite entre a placa subductora Juan de Fuca e a placa América do Norte pode ser dividido em três segmentos (Figura 12.7). A parte superior fria do limite é o zona trancada. Lá, as placas ficam grudadas por longos períodos de tempo. Quando ocorre um deslizamento, ele gera terremotos muito grandes. A última vez que a zona bloqueada ao longo da costa oeste do Canadá caiu foi em 26 de janeiro de 1700. Isso causou um terremoto de magnitude 9. A parte inferior quente da fronteira, chamada de zona de deslizamento contínuo, está deslizando continuamente porque a rocha quente é mais fraca. A parte central da fronteira, o Zona ETS, não está frio o suficiente para ficar preso, mas não está quente o suficiente para deslizar continuamente. Em vez disso, ele desliza episodicamente a cada 14 meses por cerca de 2 semanas, movendo-se alguns centímetros a cada vez.

Figura 12.7: Tremor episódico e deslizamento ao longo da zona de subducção Cascádia. A placa Juan de Fuca está presa à placa norte-americana no topo da zona de subducção, mas na parte inferior está deslizando continuamente. Na zona intermediária (ETS), a placa cola e desliza alternadamente em uma programação regular. Fonte: Steven Earle (2015) CC BY 4.0 ver fonte

Pode parecer que o deslizamento periódico ao longo dessa parte da placa ajuda a reduzir a tensão e, portanto, o risco de um grande terremoto. Na verdade, provavelmente o caso é o oposto. O movimento ao longo da parte ETS do limite da placa transfere tensão para a parte bloqueada adjacente da placa. Durante o período de duas semanas do ETS, a transferência de estresse significa uma chance maior de um grande terremoto.

Desde 2003, os processos ETS também foram observados em zonas de subducção no México e no Japão.

12.1.4.0.0.1 Recursos Adicionais

Quando isso vai acontecer de novo? - modelos

Os cientistas não podem prever com precisão quando o próximo terremoto como o de 1906 acontecerá. Infelizmente, os terremotos não produzem sinais de alerta conhecidos pouco antes de ocorrerem. Portanto, as estimativas de quando ocorrerá um grande terremoto são imprecisas e baseiam-se em "modelos".

Um modelo é uma ideia simplificada de como algo funciona. Para a repetição do terremoto de 1906, os melhores modelos consistem em duas partes: a TEORIA do movimento das placas e o acúmulo de tensões ao longo de uma falha bloqueada, e OBSERVAÇÕES de terremotos anteriores nessa falha e a taxa em que as placas estão agora se movendo. Esses modelos sugerem que pode levar 200 anos ou mais (começando em 1906) antes que tensão suficiente se acumule na falha para produzir outro grande terremoto. (A taxa de movimento de longo prazo, calculada ao longo de muitos ciclos de terremotos, no segmento de 1906 da falha de San Andreas é entre 3/4 a 1 polegada por ano. A esta taxa, um deslocamento de terremoto de 20 pés requer 200-240 anos acumular.)

Mas esta estimativa não é precisa porque os terremotos não ocorrem "como um relógio" e porque outros fatores não incluídos em nosso modelo simples podem estar envolvidos. Portanto, embora a época mais provável para um terremoto como o de 1906 ocorrer novamente é talvez no final do próximo século, há uma pequena chance (cerca de 2%) de que isso aconteça nos próximos 30 anos.

No entanto, isso não significa que a região da Baía de São Francisco não sofrerá terremotos prejudiciais nos próximos cem anos.

Modelos para a falha de Hayward, a falha de Rogers Creek e a seção da Península da falha de San Andreas sugerem que terremotos menores (digamos, com magnitude 7) também são esperados, e agora são muito mais prováveis ​​de causar sérios danos do que uma repetição do Terremoto de magnitude 8, 1906.

O tremor é tão intenso em um M7 quanto em um M8, mas não dura tanto e não é tão comum. O principal perigo agora para a área da baía é o M7.


Assista o vídeo: Tsunami no Brasil (Outubro 2021).