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3.6: Fundamentos de terremoto - Geociências

3.6: Fundamentos de terremoto - Geociências


Os terremotos são sentidos na superfície da Terra quando a energia é liberada por blocos de rocha que deslizam uns sobre os outros, ou seja, a energia sísmica assim liberada viaja pela Terra na forma de ondas sísmicas. A maioria dos terremotos ocorre ao longo dos limites das placas ativas. Terremotos intraplaca (não ao longo dos limites das placas) ocorrem e ainda são mal compreendidos. O Programa de Perigos de Terremotos do USGS tem um mapa em tempo real que mostra os terremotos mais recentes.

Como os terremotos acontecem

A liberação de energia sísmica é explicada pela teoria do rebote elástico. Quando a rocha é tensionada a ponto de sofrer uma deformação frágil, o local onde ocorre a ruptura compensatória inicial entre os blocos de falha é chamado de foco. Este deslocamento se propaga ao longo da falha, que é conhecido como plano de falha.

Os blocos de falhas de falhas persistentes como a Falha Wasatch (Utah), que mostram movimentos recorrentes, são travados por fricção. Ao longo de centenas a milhares de anos, o estresse aumenta ao longo da falha até superar a resistência de atrito, rompendo a rocha e iniciando o movimento da falha. As rochas ininterruptas deformadas voltam à sua forma original em um processo denominado ressalto elástico. Pense em dobrar uma vara até que se quebre; a energia armazenada é liberada e os pedaços quebrados voltam para perto de sua orientação original.

Flexão, a deformação dúctil das rochas perto de uma falha reflete um aumento de tensão. Em áreas propensas a terremotos como a Califórnia, medidores de tensão são usados ​​para medir essa curvatura e ajudar os sismólogos, cientistas que estudam terremotos, a entender mais sobre como prevê-los. Em locais onde a falha não está travada, o estresse sísmico provoca um deslocamento contínuo, gradual entre os blocos de falha, denominado fluência da falha. A fluência da falha ocorre ao longo de algumas partes da Falha de San Andreas (Califórnia).

Após um terremoto inicial, a aplicação contínua de tensão na crosta faz com que a energia elástica comece a se acumular novamente durante um período de inatividade ao longo da falha. A deformação elástica acumulada pode ser periodicamente liberada para produzir pequenos terremotos na falha principal ou próximo a ela, chamados de choques. As previsões podem ocorrer horas ou dias antes de um grande terremoto, ou podem nem ocorrer. A principal liberação de energia durante o grande terremoto é conhecida como o choque principal. Os tremores secundários podem seguir o tremor principal para ajustar a nova tensão produzida durante o movimento da falha e geralmente diminuir com o tempo.

Foco e Epicentro

O foco do terremoto, também chamado de hipocentro, é o ponto inicial de ruptura e deslocamento dos movimentos da rocha do hipocentro ao longo da superfície da falha. O foco ou hipocentro do terremoto é o ponto ao longo do plano da falha a partir do qual as ondas sísmicas iniciais se espalham e estão sempre em alguma profundidade abaixo da superfície do solo. A partir do foco, o deslocamento da rocha se propaga para cima, para baixo e lateralmente ao longo do plano de falha. Esse deslocamento produz ondas de choque chamadas ondas sísmicas. Quanto maior o deslocamento entre os blocos de falha opostos e quanto mais o deslocamento se propaga ao longo da superfície de falha, mais energia sísmica é liberada e maior a quantidade e o tempo de vibração produzidos. O epicentro é o local na superfície da Terra verticalmente acima do foco. Este é o local que a maioria dos noticiários dá, porque é o centro da área onde as pessoas são afetadas.

Ondas sísmicas

Para entender os terremotos e como a energia dos terremotos se move pela Terra, considere as propriedades básicas das ondas. As ondas descrevem como a energia se move através de um meio, como rochas ou sedimentos não consolidados no caso de terremotos. A amplitude da onda indica a magnitude ou altura do movimento do terremoto. Comprimento de onda é a distância entre dois picos sucessivos de uma onda. A frequência da onda é o número de repetições do movimento durante um período de tempo, ciclos por unidade de tempo. Período, que é a quantidade de tempo para uma onda viajar em um comprimento de onda, é o inverso da frequência. Quando várias ondas se combinam, elas podem interferir umas nas outras (veja a figura). Quando as ondas se combinam em sincronia, elas produzem interferência construtiva, onde a influência de uma onda aumenta e aumenta a outra. Se as ondas estiverem fora de sincronia, elas produzem interferência destrutiva, o que diminui as amplitudes de ambas as ondas. Se duas ondas combinadas têm a mesma amplitude e frequência, mas estão com metade do comprimento de onda fora de sincronia, a interferência destrutiva resultante pode eliminar cada onda. Esses processos de amplitude, frequência, período e interferência construtiva e destrutiva das ondas determinam a magnitude e a intensidade dos terremotos.

As ondas sísmicas são a expressão física da energia liberada pelo ressalto elástico da rocha dentro dos blocos de falha deslocados e são sentidas como um terremoto. As ondas sísmicas ocorrem como ondas corporais e ondas de superfície. As ondas corporais passam pelo subsolo através do corpo interno da Terra e são as primeiras ondas sísmicas a se propagar para fora do foco. As ondas corporais incluem ondas primárias (P) e secundárias (S). As ondas P são as ondas corporais mais rápidas e se movem através da rocha por compressão, de maneira muito semelhante à que as ondas sonoras se movem pelo ar. As partículas de rocha se movem para frente e para trás durante a passagem das ondas P, permitindo-lhes viajar através de sólidos, líquidos, plasma e gases. As ondas S viajam mais devagar, seguindo as ondas P, e se propagam como ondas de cisalhamento que movem as partículas de rocha de um lado para o outro. Por estarem restritas ao movimento lateral, as ondas S só podem viajar através de sólidos, mas não de líquidos, plasma ou gases.

As ondas P são compressivas.

Durante um terremoto, as ondas do corpo passam pela Terra e entram no manto como uma frente de onda subesférica. Considerando um ponto em uma frente de onda, o caminho seguido por um ponto específico na frente de onda de propagação é chamado de raio sísmico e um raio sísmico atinge um sismógrafo específico localizado em uma das milhares de estações de monitoramento sísmico espalhadas pela Terra. A densidade aumenta com a profundidade da Terra e, uma vez que a velocidade sísmica aumenta com a densidade, um processo denominado refração faz com que os raios do terremoto se desviem da vertical e se curvem em direção à superfície, passando por diferentes corpos rochosos ao longo do caminho.

As ondas de superfície são produzidas quando as ondas do corpo do foco atingem a superfície da Terra. As ondas de superfície viajam ao longo da superfície da Terra, irradiando para fora do epicentro. As ondas de superfície assumem a forma de ondas onduladas chamadas ondas de Raleigh e ondas laterais chamadas ondas de amor (assista aos vídeos para ver as animações de propagação das ondas). As ondas de superfície são produzidas principalmente quando as ondas S mais energéticas atingem a superfície por baixo com alguma energia das ondas superficiais contribuída pelas ondas P (vídeos cortesia do blog.Wolfram.com). As ondas de superfície viajam mais lentamente do que as ondas do corpo e, devido ao seu complexo movimento horizontal e vertical, as ondas de superfície são responsáveis ​​pela maioria dos danos causados ​​por um terremoto. Ondas de amor produzem tremores predominantemente horizontais e, ironicamente por seu nome, são as mais destrutivas. As ondas Rayleigh produzem um movimento elíptico com dilatação e compressão longitudinais, como as ondas do mar. No entanto, as ondas de Raleigh fazem com que as partículas de rocha se movam na direção oposta à das partículas de água nas ondas do oceano.

A Terra foi descrita como tocando como um sino após um terremoto, com a energia do terremoto reverberando dentro dela. Como outras ondas, as ondas sísmicas refratam (dobram) e ricocheteiam (refletem) ao passar por rochas de densidades diferentes. As ondas S, que não podem se mover através de líquidos, são bloqueadas pelo núcleo externo líquido da Terra, criando uma zona de sombra da onda S no lado do planeta oposto ao foco do terremoto. As ondas P, por outro lado, passam pelo núcleo, mas são refratadas no núcleo pela diferença de densidade no limite núcleo-manto. Isso tem o efeito de criar uma zona de sombra de onda P em forma de cone em partes do outro lado da Terra a partir do foco.

Terremoto Tohoku 2011, Mag. 9,0. Ondas de corpo e superfície da sismicsoundlab no Vimeo.

Sismicidade induzida

Terremotos conhecidos como sismicidade induzida ocorrem perto de locais de extração de gás natural por causa da atividade humana. Injeção de fluidos residuais no solo, comumente um subproduto de um processo de extração de gás natural conhecido como fracking, pode aumentar a pressão externa que o líquido exerce nos poros de uma rocha, conhecida como pressão dos poros [5; 6]. O aumento na pressão dos poros diminui as forças de atrito que impedem as rochas de deslizarem umas sobre as outras, essencialmente lubrificando os planos de falha. Este efeito está causando terremotos próximos aos locais de injeção, em uma atividade induzida por humanos conhecida como sismicidade induzida [5]. O aumento significativo na atividade de perfuração na região central dos Estados Unidos estimulou a necessidade de descarte de quantidades significativas de fluido de perfuração residual, resultando em uma mudança mensurável no número cumulativo de terremotos ocorridos na região.


Assista o vídeo: Abalo Sísmico ou Terremoto?