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Terremotos 19

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Information about Terremotos 19
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Published on March 10, 2014

Author: YagoVerling

Source: slideshare.net

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Material destinado as aulas de Geologia do Professor Raul Reis.
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"Eles sentem a terra tremer sob seus pés; o mar ergue-se fervente no porto e estraçalha as embarcações que estão ancoradas. Turbilhões de chamas e cinzas cobrem as ruas e as praças públicas; as casas desmoronam, os tetos tombam sobre asfundações, as quais desintegram-se; trinta mil habitantes de todas as idades e de ambos os sexos são esmagados sob as ruínas .... Após o terremoto, que destruiu três quartos de Lisboa, os sábios do país ... decidiram que o espetáculo de algumas pessoas queimadas em fogo lento em uma grande cerimônia é um segredo infalível para impedir a terra de tremer." Q uando Voltaire teve a intenção de descrever a des- truição do grande terremoto de 1755, em Lisboa, Portugal, pôde lançar mão dos relatos detalhados de observadores contemporâneos. O terremoto de Lisboa é lembrado não só por suas trágicas proporções, mas também por seu papel de ter servido como lanterna ao Iluminismo, o período no Século XVIII no qual a observação e a explica- ção racional de eventos naturais começaram a prevalecer so- bre a irracionalidade e a superstição. Nenhuma descrição, ainda que vívida, pode substituir a experiência pessoal do violento movimento do solo em um grande terremoto. Na rua, o tremor derrubaria você e o som dos edifícios em queda seria ensurdecedor. As pontes balan- çariam e cairiam. Em casa, o movimento sacudiria você para fora da cama ou o jogaria de uma parede a outra nos corredores. Os móveis deslizariam por toda a sala, os candelabros balançariam e cairiam, o vidro da janela quebraria e cobriria você de cacos, louças e ali- mentos cairiam no chão. Um edifício mal construído desabaria e os andares superiores cai- riam sobre você para esmagá-lo ou prendê-Io. O colapso de construções é a maior causa de vítimas em terremotos. O fogo, os desliza- mentos de terra e os rompimentos de represas contribuem para a devastação. Imagens de ví- deo da morte e da destruição causadas por terremotos nas últimas duas décadas no México, na Arrnênia, no Irã, no Japão, na Califórnia e nas Filipinas trouxeram, pela primeira vez, as dimensões de tais cataclismos a centenas de milhões de espectadores do mundo inteiro. Este capítulo examinará como os sismólogos (cientistas que estudam os tremores de terra) localizam, medem e tentam prever os terremotos. No Capítulo 2, discutimos como a concentração de terremotos em zonas estreitas levou ao desenvolvimento da teoria da tectônica de placas. Examinaremos, a seguir, os padrões de terremotos com mais detalhes. Em escala global, a maioria dos terremotos realmente ocorre em limites de placas, em zonas altamente deformadas, onde as placas convergem, afastam- se ou deslizam uma em relação à outra. Entretanto, em muitas áreas propensas a terremotos, como a Califórnia e o Japão, o padrão de falhamento tectônico que os causa é muito mais complexo que o mais simples modelo da tectônica de placas possa sugerir. Essas complexi- dades aumentam a dificuldade de prever os terremotos. Vamos descobrir que os terremotos o que é um terremoto? 471 O estudo dos terremotos 473 Terremotos e padrões de falhamentos 481 O poder de destruição dos terremotos 485 Os terremotos podem ser previstos? 492 VOLTAlRE, CÂNDIDO

470 IPara Entender a Terra A TEORIA DO REBOTE ELÁSTICO' EXPLICA O CICLO DOS TERREMOTOS A TENSÃO ACUMULA-SE ATÉ ULTRAPASSAR A RESISTÊNCIA ... esta sofre um desliza- mento, liberando a tensão repentinamente e causando um terremoto. Os terremotos são o resultado da tensão acumulada ao longo do tempo. A tensão acumula-se gradualmente à medida que esforços tectônicos deformam as rochas em ambos os lados de uma falha. O processo repete-se várias vezes. Quantidade de deslocamento tTensão Terremotos Tempo_ Epicentro ... e a resistência da falha pode variar com o tempo, causando a ocorrência de terremotos em tempos e magnitudes variáveis. AS ROCHAS DEFORMAM· SE ELASTICAMENTE E, ENTÃO, RETORNAM AO ESTADO NÃO-DEFORMADO DURANTE UMA RUPTURA EM UM TERREMOTO INSTANTE 1 Um fazendeiro constrói um muro de pedras atravessando uma falha dextral poucos anos após a última ruptura. !-/1--/T-- I~/ V Vc: ~ Tempo_ INSTANTE 2 Nos 150 anos seguintes, o movimento relativo entre os blocos, em ambos os lados da falha, que estão "travados", causa a deformação do terreno e do muro de pedra. !-/1--7--. I~/ V Vc: ~ Figura panorâmica 19.1 A teoria do rebote elástico, que explica a ocorrência de terremotos por meio de ciclos repetidos de acumulação e liberação de deformação. [Painel inferior a partir de H. Kanamori and E. E. Brosky, Physics Today (June 2001 ), p. 34-39] Tempo_ INSTANTE 3 Logo antes da próxima ruptura, uma nova cerca é construída na terra já deformada. Quando o esforço excede a resistência da falha, uma ruptura é iniciada no primeiro ponto de falhamento - o foco - sob o epicentro na superfície. A ruptura expande-se rapidamente ao longo da falha, produzindo um terremoto (ver Figura 19.2). Tempo_ INSTANTE 4 A ruptura desloca a falha, reduzindo a tensão, e o rebote elástico recoloca os blocos em seu estado pré-tensional. Tanto o muro de pedras como a cerca são deslocados em iguais quantidades ao longo da linha de falha. O rebote endireita o muro de pedra, mas a cerca apresenta um encurvamento reverso. !-/1--/1--. ,~/ V Vc: ~ Tempo_ A RESISTÊNCIA DA ROCHA E AS FORÇAS TENSIONAIS VARIAM Por haver tantas variáveis em cada sítio potencial de terremotos •... tTensão t Tempo_

o segundo A ruptura expande-se circularmente no plano de falha, propagando ondasem todas as direções. l~c ~~ Tempo_ Foco 5 segundos A ruptura continua a expandir-se como uma fissura ao longo do plano de falha. Quando a frente de ruptura atinge a superfície, ocorrem deslocamentos ao longo do traço da falhae as rochas superficiais começam a se recuperar do seuestado deformado. !71/Ç-- ----- -- ,~ ~c ~ Tempo_ 10 segundos A frente de ruptura progride através do plano de falha, reduzindo a tensão e permitindo que as rochas de ambos os lados recuperem-se. As ondas sísmicas continuam a ser emitidas em todas as direções, à medida A fissura de falha que a falha se propaga. propaga-se Ternpo c=e- 20 segundos A ruptura progrediu ao longo de toda a extensão da falha. Afalha atinge seu deslocamento máximo, e o terremoto termina. !-/1---:/T --. ,,,/V V '"c ~ Tempo- CAPíTULO 19. Os Terremotos 1471 não podem ainda ser previstos de forma confiável, embora seu poder de destruição possa ser reduzido consideravelmente. Para que isso aconteça, devemos usar o conhecimento geológico que temos dos locais onde ocorrem terremotos para projetar as cons- truções, represas, pontes e outras estruturas que devem suportar os abalos que produzem. ue é um terremoto? Vimos que os movimentos das placas tectônicas geram forças em zonas estreitas nos limites entre as mesmas. Essas forças globais deixam localizadamente suas marcas por processos que podem ser descritos pelos conceitos de tensão, deformação e resistência. A tensão' é a força exercida por unidade de área, que causa a deformação das rochas. A deformação' é urna me- dida da quantidade de modificação na forma. As rochas fratu- ram-se - isto é, perdem a coesão e rompem-se em duas ou mais partes - quando são tensionadas além de um valor crítico chamado de resistência/: As formações rochosas rúpteis comu- mente se rompem sob a forma de falhas, quando são tensiona- das além do limite de sua resistência. Um terremoto ocorre quando as rochas sob tensão repentinamente rompem-se ao longo de uma falha nova ou preexistente. Os dois blocos de ro- cha, em cada lado da falha, deslizam repentinamente, provo- cando vibrações no solo ou ondas sísmicas (do grego seismos, "choque" ou "terremoto"), que são freqüentemente destrutivas. Quando a falha desliza, a tensão é reduzida, caindo a um nível inferior ao da resistência da rocha. Após o terremoto, a tensão começa a aumentar novamente e o ciclo é repetido (Figura pa- norâmica 19.1). Figura 19.2 A ruptura da falha em um terremoto começa no foco e propaga-se por todo o plano de falha, irradiando ondas sísmicas onde ela esteja se movendo. A seqüência mostrada ocorre em poucas dezenas de segundos, entre os instantes 3 e 4 na Figura panorâmica 19.1. A foto mostra o rejeito dextral de 3 metros de uma cerca próxima a Bolinas, Califórnia (EUA), após o terremoto de San Francisco, em 1906. O deslocamento da cerca foi notavelmente similar ao representado no Instante 4 na seqüência da teoria do rebote elástico. [G. K. Gilbert]

4721 Para Entender a Terra Os terremotos ocorrem com maior freqüência em limites de placas, onde as tensões são concentradas e a deformação é intensa. o rebote elástico explica por que ocorrem os terremotos O terremoto na falha de Santo André, que devastou San Fran- cisco (EUA), em 1906, recebeu o mais detalhado estudo den- tre todos os terremotos ocorridos até aquela época. Um geólo- go que investigou a catástrofe, Henry Fielding Reid, da Uni- versidade Johns Hopkins, propôs a teoria do rebote elástico para explicar por que ocorrem os terremotos. Para visualizar o que acontece em um terremoto, imagine o seguinte experimento conduzido por meio de uma falha entre dois blocos crustais hipotéticos. Suponha que os agrimensores tenham pintado linhas retas no chão, estendendo-se perpendi- cularmente à falha, de um bloco ao outro, como na Figura pa- norâmica 19.1. Ambos os blocos estão sendo empurrados em direções opostas pelo movimento das placas. Entretanto, o pe- so das rochas sobrejacentes comprime-os um contra o outro, assim, a fricção trava-os ao longo da falha. Eles não se movem, exatamente como um carro não se move quando o freio é acio- nado. Ao invés de deslizarem ao logo da falha com o aumento da tensão, os blocos são deformados elasticamente próximos a ela, como mostrado pelas linhas encurvadas na Figura panorâ- mica 19.1. Por "elasticamente", queremos dizer que os blocos iriam reacomodar-se e retomar à sua forma sem tensão e inde- formada se a falha, de repente, destrancasse. À medida que os movimentos de placas continuam a em- purrar os blocos em direções opostas, a deformação nas rochas - evidenciada pelo encurvamento das linhas pintadas - conti- nua sendo acumulada, por décadas, séculos ou até milênios. Em algum ponto, a resistência das rochas é excedida. O esfor- ço friccional em algum local que detém o movimento da falha não agüenta mais e ela se rompe. Os blocos deslizam subita- mente e a ruptura estende-se ao longo de uma secção da falha. A Figura panorâmica 19.1 mostra como os dois blocos sofre- ram recuperação - foram reacomodados ao seu estado indefor- mado - após o terremoto. As linhas encurvadas imaginárias re- tificaram-se, e os blocos foram deslocados. A distância do des- locamento é chamada de rejeito. o rompimento de falhas durante os terremotos O ponto no qual o deslocamento começa é o focos do terremo- to (ver Figura panorâmica 19.1). O epicentro é o ponto geo- gráfico na superfície da Terra diretamente sobre o foco. Por exemplo, você pode ouvir em um noticiário: "Sisrnólogos do Instituto de Tecnologia da Califómia informaram que o epi- centro do destrutivo terremoto ocorrido na noite passada foi lo- calizado a 56 krn a sudeste de Los Angeles. A profundidade do foco foi de 10 krn". Na maioria dos terremotos que ocorrem na crosta continen- tal, as profundidades focais variam de 2 a 20 krn. Os terremo- tos continentais são raros abaixo de 20 krn, porque, sob as al- tas temperaturas e pressões encontradas em grandes profundi- dades, a crosta deforma-se como material dúctil e não pode su- portar fraturamento rúptil (tal como a cera quente flui quando é submetida a um esforço, enquanto a cera fria é rompida; ver Capítulo 11). Em zonas de subducção, entretanto, onde a litos fera oceânica fria mergulha de volta para o manto, os terremo- tos podem começar em profundidades de até 690 krn. A ruptura da falha não ocorre toda de uma vez. Ela começa no foco e espalha-se para fora no plano de falha, tipicamente com velocidade de 2 a 3 kmIs (Figura 19.2). A ruptura pára onde os esforços tornam-se insuficientes para continuar rom- pendo a falha (como nos locais onde as rochas são mais resis- tentes) ou onde a ruptura entra em material dúctil, no qual ela não pode mais se propagar como uma fratura. Como veremos mais adiante, neste capítulo, o tamanho de um terremoto está relacionado com a área total rompida pela falha. A maioria dos terremotos é muito pequena, ou seja, o tamanho da ruptura é bem menor que a profundidade do foco, de modo que a ruptu- ra nunca quebra a superfície. Em terremotos grandes e destruo tivos, entretanto, as rupturas em superfície são comuns. Por exemplo, o grande terremoto de San Francisco, em 1906, cau- sou deslocamentos de, em média, 4 m na superfície, ao longo de um setor da falha de Santo André medindo 400 krn (ver Pi- gura 19.2). Os falhamentos nos maiores terremotos podem es- tender-se por até 1.000 krn, e o deslocamento dos dois blocos pode atingir até 20 m. Geralmente, quanto mais longa a ruptu- ra da falha, maior o deslocamento. O deslocamento repentino dos blocos no momento do ter- remoto reduz o esforço na falha e libera grande parte da ener- gia de deformação acumulada. A maior parte dessa energia acumulada é convertida em aquecimento por fricção na zona de falha, mas parte dela é liberada em forma de ondas sísmicas que se propagam para fora da ruptura, tais como as ondulações se propagam para além do ponto onde uma pedra cai na água parada. O foco de um terremoto gera as primeiras ondas sísmi- cas, embora as partes deslocadas da falha continuem a gerar ondas até que a ruptura pare. Em um grande evento, como o terremoto de San Francisco, em 1906, a falha continuou a pro- duzir ondas por várias dezenas de segundos. Essas ondas po- dem causar danos ao longo de toda a falha, até mesmo longe do epicentro. A energia de deformação elástica que lentamente se acu- mula ao longo de décadas, quando dois blocos são empurrados em direções opostas, é análoga à energia de deformação acu- mulada em um elástico de borracha quando ele é lentamente esticado. A liberação repentina de energia em um terremoto, assinalada pelo deslocamento ao longo de uma falha e pela ge- ração de ondas sísmicas, é análoga ao violento retorno ou sal- to para trás que a borracha dá quando arrebenta. A energia elástica acumulada em uma tira de borracha esticada é repenti- namente liberada em uma reação violenta. Do mesmo modo, a energia elástica é acumulada por muitas décadas em rochas submetidas a esforços. A energia é liberada no momento em que a falha se rompe, e parte dela é irradiada em forma de on- das sísmicas nos poucos minutos de um terremoto. De forma idealizada, o modelo do rebote elástico impli- ca que as falhas devem exibir periódicas acumulações e libe- rações de energia de deformação. Entretanto, as seqüências de terremotos raramente exibem comportamento tão sim- ples, o que é uma das razões pelas quais eles são tão difíceis de prever.

Abalosprecursores e abalos secundários Umexemplo das complexidades não descritas por simples re- boteelástico é o fenômeno dos abalos secundários. Um abalo- scundário'' é um terremoto que ocorre após um abalo sísmi- coanteriorde maior magnitude. Os abalos secundários seguem oterremotoprincipal em seqüências e seus focos são distribuí- dosnoplano da falha do abalo sísmico principal e em torno de- le(Figura 19.3). Tanto a quantidade como o tamanho dos abalos secundá- riosdependem da magnitude do abalo sísmico principal e am- bosos parâmetros diminuem ao longo do tempo. A seqüência deabalos secundários de um terremoto de magnitude 5 pode durarpor apenas poucas semanas, enquanto para um terremo- todemagnitude 7 pode prolongar-se por vários anos. O tama- nho do maior abalo secundário é normalmente em torno de umaunidade de magnitude menor que o abalo sísmico princi- pal.Em outras palavras, um terremoto de magnitude 7 pode apresentarum abalo secundário de até a magnitude 6. Em re- giõespopulosas, os tremores dos grandes abalos secundários podemser muito perigosos, agravando os danos causados pelo abalosísmico principal. Um abalo precursor (ver Figura 19.3) é um pequeno ter- remotoque ocorre próximo, porém antes, de um abalo sísmico •• • ~~~~o,,,'lFocode grande terremoto no futuro • • • '''''0' ",""d";O/Foco de grande terremoto recente • • • Figura 19.3 Os abalos precursores ocorrem próximos do abalo principal, porém antes. Os abalos secundários são abalos menores, que seguem o abalo principal. CAPíTULO19. Os Terremotos 1473 principal. Um ou mais abalos precursores precederam muitos terremotos grandes, de modo que os sismólogos tentam utilizá- los para prever quando e onde os grandes terremotos poderiam ocorrer. Infelizmente, é muito difícil, em geral, distinguir os abalos anteriores de outros terremotos pequenos que ocorrem aleatoriamente em falhas ativas. Portanto, esse método tem si- do eficiente em raras ocasiões. ~m~tudo dos terremotos Como em qualquer ciência experimental, os instrumentos e as observações de campo fornecem os dados básicos utilizados para estudar os terremotos. Esses dados permitem aos pesqui- sadores analisar as ondas sísmicas que se originam de terremo- tos, localizá-Ios, determinar seus tamanhos e quantidades de ocorrências e entender suas relações com as falhas. Os sismógrafos O sismógrafo moderno, que registra as ondas sísmicas que os terremotos geram, é uma ferramenta importante para o estudo dos abalos sísmicos e para a investigação do interior da Terra (Figura 19.4). O sismógrafo é para o cientista da Terra o que o telescópio é para o astrônomo - uma ferramenta para examinar as regiões inacessíveis. O sismógrafo ideal seria um aparelho instalado em um ponto estacionário, não fixo em relação à Ter- ra. Quando o chão se movesse, os sismólogos poderiam medir a variação da distância entre o sismógrafo, que não se move, e o chão em vibração. Até agora, não existem meios de posicio- nar um sismógrafo que não esteja fixo à Terra - embora a mo- derna tecnologia espacial possa suprir essa limitação. Esse é um objetivo a ser alcançado. Enquanto isso, o melhor é fixar um peso à Terra que tenha folga suficiente para que, embora o chão vibre para cima e pa- ra baixo e de um lado para outro, ele não tenha muito movi- mento. Uma maneira de conseguir essa fixação folgada é sus- pendendo o peso por uma mola (Figura 19.4a). Quando ondas sísmicas movem o chão para cima e para baixo, o peso tende a permanecer estacionário devido à sua inércia (um objeto em repouso tende a permanecer em repouso), mas o peso e o chão movem-se relativamente um ao outro porque a mola pode ser comprimida ou esticada. Desse modo, o deslocamento vertical da Terra causado por ondas sísmicas pode ser registrado por uma caneta em um rolo de papel ou, hoje em dia, digitalmente, em um computador . Um outro modo de conseguir-se uma fixação desse aparato no qual o peso tem suficiente folga é utilizando um eixo. Um sismógrafo que tem seu peso suspenso por eixos, como uma ponte oscilante (Figura 19.4b), pode registrar os movimentos horizontais do terreno. Em sismógrafos modernos, utiliza-se tecnologia eletrônica avançada para amplificar os movimentos do terreno antes de serem registrados. Esses instrumentos po- dem detectar deslocamentos do chão de até 10-8 em - uma proeza impressionante, considerando que tais diminutos deslo- camentos são de dimensões atômicas.

4741 Para Entender a Terra (a) Sismógrafo projetado para detectar movimentos verticais. o peso é fixado em relação à Terra com certa folga (por uma mola), ... o chão 1move-se para cima , O chão ... de modo que não é elevado pelo movimento do chão e, assim, o movimento ascendente da Terra cause um movimento descendente relativo do peso e vice-e versa. Mola Peso A caneta traça as diferenças de movimento entre o peso e o chão. (b) Sismógrafo projetado para detectar movimentos horizontais. As ondas sísmicas Instale um sismógrafo em qualquer lugar e, em poucas horas, ele registrará a passagem de ondas sísmicas geradas por um terremoto em algum lugar da Terra. Essas ondas deslocar-se-ão do foco do terremoto através da Terra e chegarão ao sismógra- fo em três grupos distintos. As primeiras a chegar são chama- das de ondas primárias ou ondas P. Logo em seguida, chegam as ondas secundárias ou ondas S. Tanto uma como a outra deslocam-se através do interior da Terra. Por último, chegam as ondas de superfície, que se deslocam na superfície terres- tre (Figura panorâmica 19.5). As ondas P que se propagam nas rochas são análogas às on- das sonoras que se transmitem no ar, exceto pelo fato de que as primeiras se propagam através das rochas sólidas da crosta ter- restre em velocidades próximas a 6 kmJs, ou seja, aproximada- mente 20 vezes mais que as segundas, que se deslocam no ar. Assim como as ondas sonoras, as ondas P são ondas compres- sionais, denominadas dessa forma porque se propagam em ma- teriais sólidos, líquidos e gasosos em sucessivas compressões e expansões. As ondas P podem ser vistas como ondas do tipo empurra-e-puxa: elas empurram ou puxam partículas de maté- ria na direção do caminho de sua propagação. As ondas S propagam-se em rocha sólida com velocidades um pouco maiores que a metade daquelas das ondas P. Elas Figura 19.4 Os sismógrafos registram movimentos (a) verticais ou (b) horizontais. Por serem fixados à Terra com certa folga, por meio de uma mola (a) ou de um eixo (b) e por causa de sua inércia, o peso não acompanha o movimento do chão. A caneta registra as diferenças de movimento entre o peso e o chão e, desse modo, as vibrações das ondas sísmicas. Um observatório típico tem instrumentos para medir os três componentes do movimento do chão: o vertical, para cima e para baixo; o horizontal, leste-oeste; e o horizontal, norte-sul. também são chamadas de ondas de cisalhamento, porque des- locam o material em ângulos perpendiculares à sua trajetória de propagação. Não existem ondas de cisalhamento em líqui- dos ou gases. As ondas de superfície são confinadas à superfície terrestre e às camadas mais superficiais porque, como ondas no oceano, necessitam de espaço livre para formar suas ondulações. Sua velocidade é levemente menor que a das ondas S. Um dos tipos de ondas superficiais estabelece um movimento ondulante no chão;" O outro tipo sacode o chão para os lados'' (ver Figura pa- norâmica 19.5). Muitas pessoas já sentiram as ondas sísmicas e testemu- nharam seu poder de destruição ao longo da história, mas so- mente no final do século XIX os sismólogos foram capazes de projetar instrumentos para registrá-Ias com precisão. As ondas sísmicas permitem-nos localizar os terremotos e determinar a natureza do falhamento e fornecem-nos a mais importante fer- ramenta para analisarmos o interior da Terra. Como localizar o epicentro Localizar o epicentro de um terremoto é como deduzir a dis- tância até um raio com base no intervalo de tempo entre o re- lâmpago e o som do trovão - quanto maior a distância até o trovão, maior o intervalo de tempo. A luz propaga-se mais rá-

EXISTEM TRÊS TIPOS DE ONDAS SíSMICAS CAPíTULO 19. Os Terremotos 1475 os TRÊS TIPOS DE ONDAS SíSMICAS MOVEM-SE EM VELOCIDADES DIFERENTES DAs ondas sísmicas geradas no foco de um terremoto propagam-se através da Terra e sobre sua superfície, atingindo um sismógrafo distante do -.,;e;.;v..;;e,;.;n..;,to;;..~ ...J Núcleo oOndas primárias, secundárias e de superfície propagam- se em diferentes velocidades e atingem o sismógrafo em instantes diferentes. Sismógrafo o Minutos 20 3010 40 50 I I I I Ondas de superfície P s AS ONDAS SíSMICAS SÃO CARACTERIZADAS POR DIFERENTES TIPOS DE MOVIMENTOS Movimento das ondas P Movimento das ondas S oAs ondas P (primárias) são ondas compressionais - como ondas sonoras - que se propagam rapidamente nas rochas. 11As ondas S (secundárias) propagam- se em velocidade próxima à metade da velocidade das ondas P. Crista da onda de cisalhamentoOnda compressional I OAs ondas S são ondas de cisalhamento que empurram o material em ângulos perpendiculares à sua direção de propagação. fJAs ondas P propagam-se na forma de uma série de contrações e expansões, empurrando e puxando partículas na direção da trajetória percorrida. / / oO quadrado vermelho representa a contraçâo e a expansão em uma secção da rocha. 11O quadrado vermelho mostra como uma secção da rocha é deformada a partir de um quadrado para um paralelogramo à medida que a onda S passa. Movimento das ondas de superfície fJAs ondas de superfície oscilam sobre a superfície terrestre, onde o ar permite a livre movimentação. Existem dois tipos de ondas de superfície. 111Em um tipo, a superfície do chão move-se verticalmente num movimento elíptico ondulante, que se extingue à medida que a profundidade aumenta. Direção da ondai:= •• ~ liJ Em um segundo tipo, o chão é movimentado lateralmente, sem movimento vertical. Direção da ondlãa====- ••• ~ Figura panorâmica 19.5 Os sismógrafos detectam três diferentes tipos de ondas sísmicas.

476/ Para Entender a Terra LEITURAS EM ESTAÇÕES SISMOGRÁFICAS DIFERENTES REVELAM O LOCAL DO EPICENTRO DO TERREMOTO oAs ondas sísmicas de um terremoto se propagam concentricamente a partir do foco e atingem diferentes estações sismográficas em diferentes instantes. fi O gráfico de tempo versus distância é cha- mado de curva de deslocamento-tempo. Pelo fato de as ondas P se propagarem com o dobro da velocidade das ondas S. o intervalo entre suas curvas de deslo- camento-tempo aumenta com a distância. D Relacionando o intervalo observado com o espaçamento das curvas. um geólogo pode determinar a distância da estação até o epicentro. Um intervalo de 8 minu- tos corresponde a. aproximadamente. 5.600 km de distância do epicentro. Sismógrafo DSe o geólogo então traçar um círculo com o raio calculado a partir das curvas de deslocamento-tempo em torno de cada estação sismográfica •... pido que o som, portanto, a luz do relâmpago pode assemelhar- se às ondas P dos terremotos, e o som do trovão, às ondas S. O intervalo de tempo entre a chegada das ondas P e S de- pende da distância que as ondas percorreram desde o foco. Es- sa relação é estabelecida pelo registro das ondas sísmicas de um terremoto ou de uma explosão nuclear subterrânea que es- tá a uma distância conhecida do sismógrafo. Para determinar a distância aproximada de um epicentro, os sismólogos lêem de ê I o.•.. o 25E ~<li .•.. o 20"C o :g c o 15 'oc, '"o "C 10.;: oU <li "C o 5c, E ~ Sismograma C Sismograma B Onda S Intervalo de 11 minutos a 8.600 km Onda P o ---''--- ~5oo'_.J Intervalo de 3 minutos a 1.500 kmm 2000 4000 8000 10.0006000 Distância percorrida desde o epicentro do terremoto (km) Figura 19.6 Os sismólogos localizam terremotos medindo o tempo de chegada de ondas sísmicas. um sismograma a quantidade de tempo que se passou entre a chegada das primeiras ondas P e as chegadas posteriores das ondas S. Então, eles usam uma tabela ou um gráfico, como aquele mostrado na Figura 19.6, para determinar a distância do sismógrafo até o epicentro. Se eles conhecerem as distân- cias a partir de três ou mais estações, podem localizar o epicen- tro. Eles podem, também, deduzir o momento do choque no epicentro, porque o tempo de chegada das ondas P em cada

~30 t-20 ~1O ~~ r"IIIITllljllllllllt o 10 20 P--Intervalo da onda S = 24 segundos ---+----1 500 400 SO 100 SO 10 40 300 30 o 20 20 4~VI ~~10 .•.• Vl 8 ~ '"6 o c, - VI 4 ~ ~ '" c: ~ ~ '" ÊlOO .>I. ~ 60 '".~ 40 ,'".•... '"Õ 20 o Magnitude Richtero uma das estações é conhecido, e é possível determinar a partir de um gráfico ou tabela quanto tempo as ondas levaram para atingir a estação. Atualmente, todo esse processo é conduzido repetidamente por um computador até que os dados de uma grande quantidade de estações sismográficas concordem com a localização do epicentro, o momento em que o terremoto co- meçou e a profundidade do foco sob a superfície. Como medir o tamanho de um terremoto Localizar um terremoto é apenas um passo para descrevê-lo, Os sismólogos precisam também determinar seu tamanho ou magnitude. Sendo as outras variáveis iguais (como a distância até o foco e a geologia regional), a magnitude de um terremo- to é o principal fator determinante da intensidade das ondas sísmicas e, assim, do seu potencial de destruição. Magnitude Richter Em 1935, Charles Richter, um sismólogo da Califórnia, desenvolveu um procedimento simples para deter- minar o tamanho de um terremoto. Richter estudou astronomia quando jovem e aprendeu que os astrônomos atribuem a cada estrela uma magnitude - uma medida de seu brilho. Adaptando essa idéia aos terremotos, ele atribuiu a cada sismo um número, hoje chamado de Magnitude Richter. Assim como o brilho das estrelas varia dentro de uma grande faixa, variam também os ta- manhos dos terremotos. Para compactar sua escala de magnitu- de, Richter utilizou o logaritmo da maior amplitude de onda re- gistrada pelo sismógrafo durante um tremor de terra como sen- do a medida do tamanho desse terremoto. Ele calculou a distân- cia entre o sismógrafo e a ruptura da falha corrigindo o enfra- quecimento que as ondas sísmicas sofrem à medida que se pro- pagam para longe do foco (Figura 19.7). CAPíTULO 19. Os Terremotos 1477 Umgeólogo mede a amplitude da maior onda sísmica (23 mm)... Figura 19.7 A amplitude máximado tremor de terra e o intervalo entre as ondas P e S, indicados no registro sismográfico, são utilizados para atribuir uma magnitude Richter a um terremoto. [California Institute of Technology] ... e o intervalode tempo entre as chegadas da onda P e da onda S (24 s) para determinar a distância do epicentro até a estação. Por meioda plotagem das duas medidas nestes gráficose conectando os pontos, o geólogo determina a magnitude Richter do terremoto (5,0). Na escala Richter, dois terremotos ocorridos à mesma dis- tância de um sismógrafo, cujos tremores de terra diferen- ciem-se por um fator de 10, diferirão, quanto à magnitude, em 1 unidade Richter. O tremor de terra de um terremoto de magnitude 3, portanto, é 10 vezes maior que o de um de mag- nitude 2. De forma semelhante, um terremoto de magnitude 6 produz tremores de terra que são 100 vezes maiores que os de magnitude 4. A energia liberada sob a forma de ondas sísmi- cas aumenta ainda mais com a magnitude do terremoto, em um fator de 33 para cada unidade Richter. Utilizando o procedimento de Richter, os sismólogos, em qualquer lugar do mundo, podem estudar seus registros e, em poucos minutos, obter aproximadamente o mesmo valor para a magnitude de um terremoto, seja qual for a distância entre os sismógrafos e o foco. Esse método é usado no mundo todo. Momento sísmico Embora a magnitude Richter tenha se tor- nado um termo familiar e historicamente importante, os sismó- logos hoje em dia preferem uma medida do tamanho dos terre- motos mais diretamente relacionada com as propriedades físi- cas do falhamento que causa o terremoto. Essa medida, chama- da de momento sísmico, é aproximadamente proporcional ao logaritmo da área de rompimento da falha. Embora tanto o mé- todo de Richter como o do momento sísmico produzam aproxi- madamente os mesmos valores numéricos, o segundo pode ser quantificado com mais precisão a partir dos sismogramas e, também, ser deduzido diretamente a partir de medições do fa- lhamento no campo. Os grandes terremotos ocorrem com freqüência muito me- nor que a dos pequenos. Essa observação pode ser expressa pela simples relação entre freqüências e magnitudes de terre- motos (Figura 19.8). No mundo, a cada ano ocorrem, aproxi- madamente, Imilhão de terremotos com magnitudes superio-

478' Para Entender a Terra Magnitude Terremotos 10 10 9 8 7 6 5 4 3 2 --- Chile (1960) Alasea (1964) <0,1 San Francisco, Califórnia (EUA) _(1906) ~ Nova Madrid, Missouri (EUA) (1811) _ Charleston, Carolina do Sul (EUA) (1886) "- Loma Prieta, Califórnia (EUA) (1989) _ Kobe, Japão (1995) - Northridge, Califórnia (EUA) (1994) 0,3 Long Island, Nova York (EUA) (1884) Liberação de energia (equivalente em quilogramas de explosivo) I I I I 56.000.000.000.000 Energia equivalente 1.800.000.000.000 Erupção do Krakatoa Maior explosão nuclear do mundo (ex-URSS) Erupção do Monte Santa Helena 56.000.000.000 18.000.000.000 56.000.000 1.800.000 56.000 /----100.000 ---..30",. 1.800 ~~-----1.000.000-----~ ••. ....- 56 Número de terremotos por ano (no mundo todo) Figura 19.8 Relação entre momento sísmico (escala na esquerda), liberação de energia por terremotos (escala na direita), número de terremotos por ano no mundo (escala colorida na horizontal) e outras grandes fontes de energia liberada repentinamente. [IRIS Consortium, http://www.iris.edu 1 res a 2, e essa quantidade decresce segundo um fator de 10 pa- ra cada unidade de magnitude. Desse modo, ocorrem cerca de 100 mil terremotos com magnitudes maiores que 3, cerca de mil com magnitudes maiores que 5, e aproximadamente dez com magnitudes maiores que 7. De acordo com essa regra es- tatística, deve ocorrer, em média, um terremoto de magnitude 8 por ano. De fato, terremotos de magnitude 8 ocorrem, em média, a cada três a cinco anos, o que implica a existência de um limite máximo para o tamanho das rupturas de falhas. Os terremotos verdadeiramente gigantescos, como os que ocorre- ram em falhas de empurrão nas zonas de subducção no Alas- ca, em 1964 (momento sísmico 9,2), e no Chile, em 1960 (momento 9,5), parecem ser excepcionalmente raros. Intensidade do tremor A magnitude de um terremoto não descreve o seu poder de destruição. Um terremoto de magnitu- de 8, em uma área remota longe da cidade mais próxima, pode não causar perdas humanas ou econômicas, enquanto um ter- remoto de magnitude 6 imediatamente sob uma cidade causa- rá, provavelmente, sérios danos. No final do século XIX, antes que Richter inventasse sua escala de magnitude, os sismólogos e os engenheiros de terre- motos desenvolveram métodos para estimar a intensidade do tremor de sismos diretamente a partir dos efeitos destrutivos de um evento. O Quadro 19.1 mostra a escala de intensidade Mer- calli modificada, em homenagem a Giuseppe Mercalli, o cien- tista italiano que primeiro a propôs, em 1902, e que ainda hoje é utilizada por todos. Essa escala de intensidade atribui um valor, dado como um numeral romano de I a XII, à intensidade do tremor em um determinado local. Por exemplo, a um local onde um terremoto só é levemente sentido por poucas pessoas é atribuído o valor 11,enquanto a um local onde ele foi sentido por quase todos é dada uma intensidade de V. Os números no limite superior da escala descrevem quantidades crescentes de danos. A descrição atribuída ao maior valor, XII, é concisa- mente apocalíptica: "Estrago total. Linhas de visão e de nível distorcidas. Objetos lançados para o ar". Não é um lugar onde você gostaria de estar! Fazendo observações em vários locais e entrevistando mui- tas pessoas que vivenciaram um terremoto, os sismólogos po- dem gerar mapas mostrando linhas de intensidades iguais. A Fi- gura 19.9 mostra um mapa de intensidades do terremoto de magnitude 7,5 ocorrido em 16 de dezembro de 1811, em Nova Madrid, próximo ao extremo sul do Missouri. Embora as mag- nitudes sejam máximas geralmente próximo à ruptura da falha, elas também dependem da geologia local. Por exemplo, paralo- cais situados a iguais distâncias da ruptura, o tremor tende a ser mais intenso em sedimentos macios (especialmente sedimentos saturados em água próximo às linhas de costa) do que em rochas duras do embasamento. Desse modo, os mapas de intensidade fornecem aos engenheiros dados cruciais para projetar estrutu- ras que possam suportar os tremores de um terremoto. A determinação dos mecanismos de falhamento a partir de dados de terremotos O padrão de um tremor de terra também depende da orientação da ruptura de falha e da direção do deslocamento, que, juntas, especificam o mecanismo de falhamento de um terremoto.

XII Destruição total. Linhas de visão e de prumo são distorcidas. Objetos são arremessados ao ar Quadro 19.1 Escala de intensidade Mercalli modificada Nível de intensidade Descri ão Não percebido, exceto por poucas pessoas sob condições especialmente favoráveis Percebido por apenas algumas pessoas em repouso, especialmente em andares superiores de prédios. Objetos delicadamente suspensos podem oscilar Percebido notavelmente por pessoas dentro de casa, sobretudo em andares superiores de prédios. Muitos não o reconhecem como um terremoto. Veículos parados podem oscilar levemente. Vibração similar à passagem de um caminhão Percebido por muitas pessoas dentro de casa e por poucas na rua durante o dia. À noite, alguns acordam. Louças, janelas e portas são perturbadas; as paredes fazem barulho como se estivessem quebrando. Sensação como a de um caminhão atingindo um prédio. Os veículos parados oscilam de forma perceptível Percebido por quase todas as pessoas; muitas acordam. Alguns pratos e janelas quebram. Objetos instáveis caem. Relógios de pêndulo podem parar Sentido por todos, muitos se assustam. Alguns móveis pesados movem-se; em alguns casos, pedaços de reboco desprendem-se. Danos leves Danos insignificantes em prédios bem projetados e bem construídos; danos leves a moderados em edificações comuns, bem construídas; danos consideráveis em estruturas mal construídas ou mal projetadas; algumas chaminés quebram Danos leves em estruturas especialmente projetadas para resistir a tremores; danos consideráveis em prédios comuns bem construídos. Danos enormes em estruturas muito mal construídas. Queda de chaminés, materiais empilhados em indústrias, colunas, monumentos e muros. Móveis pesados caídos ou virados Danos consideráveis em estruturas especialmente projetadas para resistir a tremores; estruturas bem construídas saem do prumo. Danos enormes em prédios bem construídos. Alicerces de prédios são deslocados Algumas estruturas bem construídas de madeira desmoronam; a maioria das estruturas de concreto e de madeira é destruída com seus alicerces. Trilhos recurvam-se II III IV V VI VII VIII IX X XI CAPíTULO 19 • Os Terremotos 1479 Poucas estruturas de alvenaria permanecem em pé. Pontes caem. Trilhos ficam muito recurvados O mecanismo de falhamento nos diz se a ruptura se deu em uma falha normal, de empurrão ou transcorrente. Se a ruptura foi em uma falha transcorrente, o mecanismo de falhamento também nos diz se o sentido do movimento foi lateral direito (ou dextral) ou lateral esquerdo (nistral) (ver a definição desses ter- mos no Capítulo 11). Podemos, então, usar essa informação pa- ra inferir o padrão regional de forças tectônicas (Figura 19.10). Em rupturas rasas que quebram a superfície do terreno, po- demos às vezes deduzir o mecanismo do falhamento a partir de observações de campo na escarpa de falha. Como vimos, en- tretanto, a maioria das rupturas é muito profunda para romper a superfície, portanto, temos que inferir o padrão de falhamen- to a partir dos movimentos medidos nos sismógrafos. Em grandes terremotos ocorridos em quaisquer profundi- dades, isso torna-se fácil, porque existem sismógrafos sufi- cientes no entorno do foco do terremoto em todo o mundo. Os sismólogos constataram que, em algumas direções a partir do foco, o primeiro tremor de terra registrado - a onda P - é um empurrão divergente a partir do foco, causando um movimen- to ascendente em um sismógrafo vertical. Em outras direções, o movimento inicial de terra é um puxão em direção ao foco, causando um movimento descendente em um sismógrafo ver-

480 IPara Entender a Terra Figura 19.9 Intensidades da escala Mercalli modificada medidas no terremoto de Nova Madrid, em 16 de dezembro de 1811, um evento de magnitude 7.5 próximo à junção entre o Missouri, o Arkansas e o Tennessee (EUA). As regiões próximas à ruptura da falha mostram intensidades superiores a IX, e intensidades de até VI foram observadas a 200 km do epicentro (ver Quadro 19.1). [Carl W. Stover and Jerry L. Cossman, uses Professional Paper 1527,1993] tica!. Em outras palavras, o deslocamento em uma falha pare- ce um empurrão se você o vê de uma direção, mas parece um puxão se você o vê de outra. Os empurrões e puxões podem ser subdivididos em quatro secções, com base nas posições das es- tações sismográficas, como é mostrado na Figura 19.11. Um dos dois limites das secções é a orientação da falha; o outro é um plano perpendicular à falha. A direção do deslocamento é inferida a partir do arranjo dos empurrões e puxões. Desse mo- do, sem evidência superficial, os sismólogos podem deduzir se as forças crustais que desencadearam o terremoto foram trati- vas, compressivas ou de cisalhamento. Medidas por GPS e terremotos "silenciosos" Como foi discutido no Capítulo 2, as estações de GPS (ver Fi- gura 2.12) podem registrar o lento movimento das placas. Es- ses instrumentos podem também medir a deformação que é da- da por tais movimentos, assim como o repentino movimento em uma falha quando ela é rompida em um terremoto. Atual- mente, os sismólogos estão usando observações de GPS para estudar um outro tipo de movimento ao longo de falhas ativas. Sabe-se há muitos anos que algumas secções da falha de Sano to André deslizam continuamente ao invés de romperem-se re- pentinamente. Esses deslocamentos deformam lentamente as estruturas e rompem os pavimentos que atravessam a linha de falha. Recentemente, novas redes de estações de GPS encon- traram movimentos na superfície, em limites convergentes de placas, que refletem eventos de deslizamento transitórios (de curta duração) mais profundos. Cada um desses eventos de deslizamento pode durar semanas. Esses movimentos foram chamados de terremotos silenciosos porque os movimentos graduais não desencadeiam ondas sísmicas destrutivas. Toda- via, eles lentamente liberam grandes quantidades de energia deformaciona!. Essas observações levantam muitas questões que os geólo- gos estão tentando responder. Por que um deslocamento gra- dual e não um rompimento repentino? O que faz as falhas rom- perem-se e deslizarem catastroficamente em alguns locais e deslocarem-se gradualmente em outros? Será que a liberação de energia deformacional por deslocamento gradual torna me- nos freqüentes ou menos graves os terremotos destrutivos des- sas regiões? Será que esses eventos de deslocamento gradual podem ser usados para prever terremotos? A pesquisa científi- ca está a caminho de responder todas essas questões. (a) (b) Falha normal linha de falha / Figura 19.10 Os três principais tipos de movimentos de falhas que iniciam os terremotos e as tensões que os causam. (a) Situação antes da ocorrência do movimento; (b) falhamento normal devido a (c) (d) Falha transcorrente Forças de cisalhamento tensão trativa; (c) falha de empurrão (reversa) devido a tensão compressiva; (d) falhamento transcorrente (lateral) devido a tensão cisalhante.

Primeiro movimento (empurrão a partir do epicentro)Estações sismográficas CAPíTULO 19 • Os Terremotos 1481 Primeiro movimento (puxão em direção ao foco) Primeiro movimento (puxão em direção ao foco) +Primeiro movimento (empurrão a partir do epicentro) Figura 19.11 O primeiro movimento das ondas P atingindo estações sismográficas é usado para determinar a orientação do plano de falha e a direção do deslizamento. O caso mostrado aqui é para a ruptura de uma falha transcorrente dextral. Note que o padrão alternado de empurrões e puxões permaneceria o mesmo se o plano perpendicular à falha se rompesse com deslocamento sinistral. Freqüentemente, os sismólogos podem escolher qual das duas possibilidades é a correta usando informação adicional, como o mapeamento de campo da linha de falha ou alinhamentos de abalos posteriores ao longo do plano de falha. U'f_""I~Temotos e padrões de amentos As redes de sismógrafos sensíveis permitiram que os sismó- lagos localizassem os terremotos em todo o globo, medissem suas magnitudes e deduzissem seus mecanismos de falha- mento. Com essas ferramentas, eles foram capazes de refor- çar a teoria da tectônica de placas e adquirir novas informa- ções sobre os processos tectônicos em proporções muito me- nores que as das placas em si. Nesta seção, iremos resumir o padrão global de ocorrência de terremotos a partir da pers- pectiva da tectônica de placas, e mostraremos como o estudo das redes de falhas ativas está aperfeiçoando nosso entendi- mento a respeito de falhamentos em limites de placas e no in- terior delas. o grande panorama: terremotos e tectônica de placas O mapa de atividade sísmica na Figura 19.12 mostra os epi- centros de terremotos ocorridos no mundo em um período de 27 anos. Uma das feições mais evidentes nesse mapa, conheci- do pelos sismólogos há muitas décadas, são os cinturões de ter- remotos que marcam os principais limites de placas. Limites divergentes A sismologia sustenta de maneira elegante o conceito de expansão do assoalho oceânico. Os estreitos cintu- rões de terremotos que cortam as bacias oceânicas coincidem com as dorsais mesoceânicas e com os deslocamentos delas nas falhas transformantes, como mostrado na Figura 19.13a. Os me- canismos de falhamento dos terremotos nas cristas das dorsais, revelados pela análise dos primeiros movimentos de ondas P,cor- respondem a falhamentos normais. A direção das falhas é parale- la ao sentido das cristas e elas mergulham em direção ao vale em rifte mesoceânico. O falhamento normal indica que as forças ten- sionais estão em ação à medida que as placas são separadas du- rante a expansão do assoalho oceânico, explicando por que de- senvolvem-se vales em rifte nas cristas das dorsais. Os terremo- tos também apresentam um padrão normal de falhamento em zo- nas onde a crosta continental está sendo separada, tal como nos vales em rifte do leste da África e nas províncias das Cadeias e Bacias (Basin and Range) do oeste da América do Norte. Limites transformantes A atividade de terremotos é ainda maior ao longo de limites transformantes de placas, que deslo- cam os segmentos da dorsal. Esses terremotos mostram meca- nismos transcorrentes - assim como alguém esperaria em locais onde as placas deslizam uma em relação à outra em direções opostas. Além disso, em terremotos ao longo de falhas transfor- mantes entre os segmentos da dorsal, o deslocamento indicado

O' 60' 120' 180' -120' -60' O' .---~--.---,,---.---.----.---.----.---r---.,---.---,----,---,-c,-,---,---~--~ 4821 Para Entender a Terra O' 60' ÁSIA ./ ~: s ; .r 'EUROPA -- ~ ••: .~ ~.;r~~ r-, • •~J1.'.:~-~-. 40' r F.Y~'~."":;:".' '. ::'.-::"1" "....:r~ .." r.y,.'. y •• , ••••• .,y ,. ., .r ~V .1.~~ij- '.- . '"7.:. ~" . ÁFRICA' ;~. -:. ('~~' "1r _:~/ •• ; _•• r ; o' ~ "'..I.;:; : •• ' {" 'J "'~1 :,:J" ", '.(. J ~"",..'o: • '~il ;.f"f. t.- ~ . " ,/': ·AiJCEANO [NDIC0t-:..,.. , »»: .,. ••. . j / ~. . 1"" . -.'" , . (.' t< ) / J';y" ~)"..,J r J.~,AusrRÁlI r.,i",',}, - I ~ .I /. ''''--'-.J t. , .~ It • ',,} 'r i/ '- .r r» , J . . /../) r. ' '" : I "I., ;/" ~ ~I, • r". '. fJ '. '". . ' " ~~ . .,;;.-~<,"...- 'f., t" " ~. • -, :!-J./' ..' ,. / • ~ 50 km de profundidade (foco raso) '~, •..•J • 50-300 km de profundidade , -;, , .•.•• 'l ••~ ," "": • ' 300 km de profundidade (foco profundo) • "".,. I " "·ro • 20' 20' 40' 60' , ..~>,', 'li .' '.,,;t, AMÉRICA ~ ~O 60' 40' O' ..",',,6'. ••: i' ~ .,,'.' 40' ", ." . -t -. O' 60' 120' -60'180' O'-120' Figura 19.12 Sismicidade no mundo, de 1976 a 2002. Os terremotos de foco raso a menos de 50 km de profundidade são mostrados em azul; os terremotos de foco intermediário, entre 50 e 300 km de profundidade, são mostrados em verde; e os terremotos de foco profundo marcam as principais zonas de subducção. [Dados do catálogo Harvard CMT; plotagem por M. Boetlcher and T. Jordan 1 pelo mecanismo de falhamento é sinistral, nos casos em que a crista da dorsal fica à direita, e dextral, quando a crista fica à es- querda (ver Figura 19.13a). Essas direções são o oposto do que seria necessário para criar os desvios da dorsal, mas são consis- tentes com a direção do deslocamento previsto para expansão do assoalho oceânico. Em meados da década de 1960, os sismólo- gos usaram essa propriedade diagnóstica de falhas transforrnan- tes para apoiar a hipótese da expansão do assoalho oceânico. Os movimentos das falhas transformantes que cortam a crosta con- tinental, tais como a falha de Santo André e a Falha Alpina da Nova Zelândia (ambas dextrais), também concordam com as previsões da tectônica de placas. Limites convergentes Os maiores terremotos do mundo ocorrem nos limites de placas convergentes. Podem-se citar os exemplos do grande terremoto do Alasca (1964) e do Chi- le (1960). Durante o último - o maior já registrado (magnitu- de de momento 9,5) -, a crosta da Placa de Nazca deslizou por 10 rn, em média, sob a crosta da Placa Sul-Americana em uma ruptura de falha com uma área do tamanho do Estado de Kentuckyl? Os mecanismos de falhamento mostram que es- ses grandes terremotos ocorrem por compressão horizontal ao longo de gigantescas falhas de empurrão, chamadas de megaempurrões, que formam limites onde uma placa subduz outra (Figura 19.13b). A atividade sísmica mais profunda na Terra também ocor- re em limites convergentes. Quase todos os terremotos ocorri- dos além dos 100 km de profundidade rompem a placa oceâni- ca descendente em zonas de subducção (ver Figura 19.12). Os mecanismos das falhas desses terremotos profundos mostram diversas orientações, mas são consistentes com a deformação esperada na placa descendente à medida que a gravidade puxa a mesma para baixo em direção ao manto em convecção. Os terremotos mais profundos, localizados em profundidades en- tre 600 e 700 km, ocorrem nas placas mais antigas - portanto, mais frias -, como aquelas sob a América do Sul, sob o Japão e sob os arcos de ilhas do Pacífico Ocidental. Terremotos intraplaca Embora a maioria dos terremotos ocorra em limites de placas, o mapa na Figura 19.12 mostra que uma pequena percentagem da atividade sísmica global é originada no interior das placas. Seus focos são relativamen- te rasos e a maioria ocorre em continentes. Dentre esses ter- remotos estão os mais destrutivos da história norte-america- na: Nova Madrid, Missouri (1811); Charleston, Carolina do Sul (1886); Boston, Massachusetts (1755). Muitos desses ter- remotos intraplaca ocorrem em antigas falhas que uma vez fi- zeram parte de antigos limites de placas. As falhas não mais formam limites de placas, mas permanecem como zonas de fraqueza da crosta.

(a) Dorsal mesoceânica (divergência) Falhamento normal Falha transformante (cisalhamento lateral) Vale em rifte (divergência) Os terremotos rasos coincidem com o falhamento normal, em limites divergentes, e como o falhamento transcorrente, em falhas transformantes. Os grandes terremotos rasos ocorrem principalmente em falhas de empurrão, em limites de placas. Os terremotos de foco intermediário ocorrem na placa descendente. CAPíTULO 19. Os Terremotos 1483 (b) Fossas oceânicas profundas (convergência) Os terremotos de foco profundo ocorrem na placa descendente. Figura 19.13 Os terremotos em limites de placas refletem o movimento relativo entre as mesmas. (a) O falhamento normal de foco raso ocorre ao longo de dorsais mesoceânicas, e o falhamento transcorrente de foco raso ocorre em falhas transformantes que deslocam a crista da dorsal. Note que o deslizamento na falha transformante (sinistral, neste caso) é oposto ao deslocamento da crista da dorsal pela falha. (b) O falhamento inverso ocorre ao longo de megaempurrões onde uma placa oceânica é subduzida. Os terremotos de foco intermediário e foco profundo ocorrem no interior da placa subduzida à medida que é puxada para o manto pela gravidade. Os terremotos mais profundos têm seu foco a, aproximadamente, 700 km abaixo da superfície. Um dos mais trágicos terremotos intraplaca registrados ocorreu no Estado de Gujarat, oeste da Índia, em 2001. Esti- ma-se que cerca de 20 mil vidas foram perdidas. O epicentro foi a 100 km ao sul do limite entre as placas Indiana e Eurasia- na. Os geólogos indianos acreditam que os esforços compres- sivos responsáveis pelo terremoto de Gujarat foram originados pela colisão da Índia, movimentando-se para o norte, com a Eurásia. Aparentemente, enormes forças crustais podem ainda causar falhamentos em uma placa litosférica, longe dos limites de placas modernos - nesse caso, desencadeando uma falha de empurrão anteriormente desconhecida, em uma profundidade de aproximadamente 20 km. Sistemas regionais de falhas Embora a maioria dos terremotos concorde com os tipos de fa- lhamentos previstos pela tectônica de placas, um limite de pla- cas raramente pode ser descrito apenas como uma falha, sobre- tudo quando envolver a crosta continental. Em vez disso, a zo- na de deformação entre duas placas em movimento consiste em uma rede de falhas em interação - um sistema de falhas. O sistema de falhas no sul da Califórnia fornece um exemplo in- teressante (Figura 19.14). A "falha principal" desse sistema é a nossa velha Nêrne- sis, 10 a Falha de Santo André - uma falha transcorrente dextral que corta a Califórnia (EUA) em direção NO desde a fronteira com o México até costa afora na parte norte do Estado (ver Fi- gura 2.10). Entretanto, há várias falhas secundárias, em ambos os lados da Falha de Santo André, que geram grandes terremo- tos. De fato, a maioria dos terremotos destrutivos no sul da Ca- lifórnia ao longo do século passado ocorreu nessas falhas se- cundárias. Por que o sistema de falhas de Santo André é tão comple- xo? Parte da explicação tem a ver com a própria geometria da Falha de Santo André. Note, na Figura 19.14a, que, embora a direção da Falha de Santo André seja aproximadamente a mes- ma do movimento relativo entre a Placa Pacífica e a Placa Nor- te-Americana, como é esperado para um limite por falhas

(a) Traços de falhas no sul da Califórnia Na planície de Carrizo, na Califórnia Central, a Falha de Santo André é paralela ao movimento relativo entre a Placa Pacífica e a Norte-Americana, e o falhamento é transcorrente dextral. 4841 Para Entender a Terra Los Angeles Movimento da Placa Pacífica em relação ao da Placa Norte-Americana A "Grande Curva" para o oeste na Falha de Santo André faz a Placa Pacífica comprimir-se contra a Placa Norte-Americana, causando falhamentos de empurrão na região de Los Angeles, ao sul da falha. Essa convergência eleva as Montanhas de São Gabriel. (b) Terremotos no sul da Califórnia (julho de 1970 - junho de 1995) Northridge, 1994 Magnitude 6,9 São Fernando, 1971 Magnitude 6,7 Landers, 1992 Magnitude 7,3 Figura 19.14 (a) Sistema de falhas no sul da Califórnia, mostrando a Falha de Santo André e outras falhas ativas. (b) Locais de terremotos destrutivos durante o último século. [Southern California Earthquake Center) transformantes, ela não é reta, encurvando-se para oeste na re- gião logo ao norte de Los Angeles. Essa "Grande Curva" cau- sa compressão na região, que, por sua vez, origina os falha- mentos de empurrão ao sul da Falha de Santo André. Recente- mente, as falhas de empurrão foram responsáveis por dois ter- remoto letais, o de São Fernando, em 1971 (magnitude 6,7, com 65 pessoas mortas), e o de Northridge, em 1994 (magni- tude 6,9, com 58 pessoas mortas). Ao longo dos últimos mi- lhões de anos, falhamentos de empurrão associados à Grande Curva soergueram as montanhas de São Gabriel até elevações de 1.800 a 3.000 m.

CAPíTULO 19 • Os Terremotos 1485 Outra complicação é a deformação extensional que está a ocorrer a leste da Califómia, na Província de Cadeias e Bacias (Basin and Range), que cruza o Estado de Nevada e grande parte de Utah e do Arizona (ver Capítulo 11). Essa larga zona de divergência conecta-se com o sistema de falhas de Santo André por meio de uma série de falhas que correm ao longo do tlanco oeste da Sierra Nevada e através do deserto Mojave. As falhas desse sistema foram responsáveis pelo grande terremo- to de Landers, em 1992 (magnitude 7,3), e pelo terremoto de Hector Mine, em 1999 (magnitude 7,1), assim como o grande sismo de Owens Valley, em 1872 (magnitude 8,2). ~ UJpoder de destruição dos t6remotos Ao longo do último século, os terremotos causaram uma média de 10 mil mortes por ano e centenas de bilhões de dólares em perdas econômicas. O Quadro 19.2 descreve os efeitos geoló- gicos e a destruição causada por terremotos recentes de interes- se especial. Dois terremotos na Califómia - o de Loma Prieta, Quadro 19.2 Terremotos recentesde interesseespecial Evento Magnitude Efeitos geológicos 60 mortos; 3.757 feridos; danos de 7 bilhões de dólares Loma Prieta, Califórnia Outubro de 1989 7,1 Intensidade máxima em partes de Oakland e San Francisco; deslizamentos de terra; liquefação do solo; pequeno tsunâmi em Monterey Falhamento da superfície ao longo de um segmento de 70 km com até 5,5 m de deslocamento horizontal e 1,8 m de deslocamento vertical Um soerguimento máximo de 15 em ocorreu nas Montanhas de Santa Susana; muitos deslizamentos de rochas; rachaduras no chão; liquefação do solo A 637 km de profundidade, o terremoto mais profundo registrado; primeiro terremoto na América do Sul que foi sentido na América do Norte, inclusive no Canadá Falhamento da superfície por 9 km, com deslocamento horizontal de 1,2 a 1,5 m; liquefação do solo Deslizamentos; rara seqüência de grandes terremotos Landers, Califórnia Junho de 1992 7,3 Northridge, Califórnia Janeiro de 1994 6,9 Norte da Bolívia Junho de 1994 8,2 Kobe, Japão 6,9 Janeiro de 1995 Norte do Irã 7,3 Maio-Junho de 1997 Papua-Nova Guiné 7,0 Julho de 1998 Izrnit, Turquia 7,4 Agosto de 1999 Gujarat, Índia 8,0 Janeiro de 2001 Denali, Alasca 7,9 Novembro de 2002 Tsunâmi de 7 m Sétimo de uma série desde 1939; migrando a oeste ao longo da falha transcorrente no norte da Anatólia; máximo deslocamento dextral de 5 m Terremoto intraplaca sem ruptura da superfície Maior terremoto na América do Norte continental desde 1906; evento múltiplo com 400 km de superfície rompidos; grandes deslizamentos Destruição 1 morto; 400 feridos; danos substanciais 58 mortos; 7 mil feridos; 20 mil desabrigados; danos de 20 bilhões de dólares Muitas pessoas mortas 5.502 mortos; 36.896 feridos; 310 mil desabrigados; danos sérios 1.567 mortos; 2.300 feridos; 50 mil desabrigados; grandes estragos 3 mil mortos; muitos vilarejos destruídos 15.600 mortos; milhares de desaparecidos 20 mil mortos Muito pequena em áreas remotas selvagens; o sistema de dutos Transalasca, com projeto de engenharia para cruzar a falha de Denali, não sofreu danos

4861 Para Entender a Terra Figura 19.15 Dezesseis pessoas morreram no condomínio Northridge Meadows. em Los Angeles, durante o terremoto de Northridge. em 1994. As vítimas viviam no primeiro andar e foram esmagadas quando os andares superiores colapsaram. Muitos outros prédios como este teriam colapsado se as edificações mais novas da área não tivessem sido construídas de acordo com os estritos códigos para resistência a terremotos. [Nick Ut, Files/ AP Photo 1 em 1989 (magnitude 7,1), que ocorreu na Falha de Santo An- dré, mais ou menos 80 km ao sul de São Francisco, e o de Northridge, em 1994 - estão entre os desastres mais caros da história dos Estados Unidos. Os danos chegaram a 7 bilhões de dólares no terremoto de Loma Prieta e a 20 bilhões de dólares no de Northridge, devido a suas proximidades com áreas de grande densidade populacional. Cerca de 60 pessoas foram mortas em cada evento, mas a lista de vítimas seria muito maior se os rigorosos códigos que regulam as construções re- sistentes a terremotos não fossem respeitados (Figura 19.15). Os terremotos destrutivos são ainda mais freqüentes no Ja- pão do que na Califórnia. A história dos terremotos destrutivos registrada no Japão, que remonta a 2 mil anos, deixou uma im- pressão indelével no povo japonês. Talvez por essa razão, o Ja- pão seja a nação mais preparada para lidar com terremotos. O país implementou campanhas impressionantes de educação pública, códigos de obras, sistemas de alarmes e outras medi- das mitigadoras. Apesar de todo esse preparo, mais de 5 mil pessoas morreram em um terremoto devastador (com magnitu- de 6,9), que atingiu Kobe em 16 de janeiro de 1995 (Figura 19.16). A quantidade de mortos e feridos e os enormes danos nas estruturas (50 mil construções destruídas) resultaram, por um lado, da menor severidade dos códigos de construção que estavam em vigor antes de 1980, quando grande parte da cida- de foi construída, e, por outro, da localização da ruptura do ter- remoto bem próxima à cidade. Como os terremotos causam danos Os terremotos podem causar destruição de diversas maneiras. As ameaças primárias são as rupturas no chão, que ocorrem quando as falhas se rompem, a permanente subsidência e o soerguimento da superfície terrestre, causados pelo falhamen- to, e o tremor de terra, originado pelas ondas sísmicas irradia- das durante a ruptura. As vibrações do solo podem sacudir tan- to as estruturas que elas chegam a colapsar. As acelerações do terreno próximas ao epicentro de um grande terremoto podem se aproximar ou até exceder a aceleração da gravidade, de mo- do que um objeto em repouso na superfície pode literalmente ser arremessado ao ar. Poucas estruturas construídas pelo ho- mem podem suportar um tremor tão intenso, e aquelas que o conseguem são seriamente danificadas. O colapso de prédios e de outras estruturas é a principal causa de danos econômicos e

perdas humanas durante os terremotos, incluindo a grande lis- ta de mortos no terremoto de Tangshan, na China, em 1976 (mais de 240 mil mortos); o terremoto de Spitak, na Armênia, em 1988 (25 mil mortos); o terremoto de Izmit, na Turquia, em 1999 (15.600 mortes); e o terremoto de Gujarat, na Índia, em 2001 (20 mil mortes). Os terremotos freqüentemente ocorrem como reações em cadeia. Os efeitos primários do falhamento e do tremor de ter- ra geram perigos secundários, como desmoronamentos, desli- zamentos de terra e outras formas de avarias no chão. Quando as ondas sísmicas sacodem intensamente os solos saturados em água, eles comportam-se como líquidos e podem tomar-se instáveis. O chão simplesmente flui, levando prédios, pontes e qualquer outra coisa consigo. A liquefação do solo destruiu a área residencial de Tumagain Heights, próximo a Anchorage, Alasca, no terremoto de 1964 (ver Figura 12.5); a autopista de Figura 19.16 Esta via expressa elevada, em Kobe, Japão, foi revirada durante o terremoto de 1995. [Reuters NewMedia/Corbis] CAPíTULO 19. Os Terremotos 1487 Nimitz, próxima a San Francisco, no terremoto de Loma Prie- ta, em 1989; e diversas áreas em Kobe, no terremoto de J 995. Em alguns casos, os estragos no chão podem causar mais danos que o tremor de terra em si. Um grande terremoto na província chinesa de Kansu, em 1920, desencadeou um ex- tenso fluxo de detritos que cobriu uma região com mais de 100 km2 e resultou em, aproximadamente, 200 mil mortes. Um imenso deslizamento de rochas e neve (mais de 80 mi- lhões de metros cúbicos) desencadeado por um terremoto no Peru, em 1970, destruiu as cidades montanhesas de Yungay e Ranrahirca, matando 66 mil pessoas (Figura 19.17). Muitas das 844 pessoas mortas no terremoto de EI Salvador, em 2001, foram soterradas por um deslizamento de lama des- prendida de uma encosta nos subúrbios da capital desse país, San Salvador. Nevado Huandoy Figura 19.17 As cidades montanhesas de Yungay e Ranrahirca, Peru, foram soterradas durante o terremoto de magnitude 8, em 1970, que desencadeou um deslizamento. [Cortesia Servicio Aerofotografico de Peru, 13 June 1970/George Plafker/USGS]

4881 Para E

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