* Fontes de Referência e Imagens de: Frank Press • Raymond Siever • John Grotzinger • Thomas H. Jordan. Os

Terremotos (Capítulo 19) In: Para entender a Terra. Bookman. Porto Alegre. 2006

Marcelo Assunção • Coriolano M. Dias. Neto. Sismicidade e estrutura interna

da Terra (Capítulo 3) in : Investigando a Terra. Oficina de Textos. São Paulo. 2000

T E R R E M O T O ST E R R E M O T O S **

Trabalhadores de uma operação de resgate parados em frente a um prédio completa-mente destruído por um terremoto ocorrido na cidade do México em setembro de 1985, quando morreram cerca de 10 mil pessoas.

TerremotoTerremotoss• terremoto: ocorre quando há

movimento de corpos rochosos que deslocam-se um em relação ao outro

• falha: local do movimento que originam terremotos

• falhas acontece em todas escalas, de mm a separação de placas litosféricas (ex: San Andreas).

Rebote ElásticoRebote Elástico

• Tensão acumula-se nas rochas até ultrapassar a resistência da rocha

• Deformação elástica ocorre nas rochas entre terremotos.

TENSÃO ACUMULA-SE ATÉ EXCEDER A RESISTÊNCIA

Terremotos Tempo

Tensão

Resistência local da rocha

1- Os terremotos são o resultado da tensão acumulada ao longo do tempo.

2- A tensão acumula-se gradualmente à medida que os esforços tectônicos deformam as rochas.

3- Quando a tensão excede à resistência das rochas ..

4- ... as rochas sofrem um deslocamento (falha), liberando tensão e causando o terremoto.

5- O processo repete-se várias vezes.

Fig. 19.1

INSTANTE 1Um fazendeiro constrói um muro de pedras atravessando uma falha dextral pouco anos após a última ruptura

INSTANTE 2Nos 150 anos seguintes, o movimento relativo entre os blocos de ambos os lados da falha que estão travados causa a deformação do terreno e do muro de pedraINSTANTE 3Um pouco antes da próxima rup-tura uma nova cerca é construí-da na terra já deformada. Quan-do o esforço excede a resistên-cia à falha, uma ruptura começa no primeiro ponto do falhamento – o foco – se na superfície, o epicentro. A ruptura expande rapidamente ao longo da falha, produzindo um terremoto.INSTANTE 4A ruptura desloca o falhamento, reduzindo a tensão e o rebote elástico recoloca os blocos no seu estado pré-tensional.Tanto o muro de pedra quanto a cerca são deslocado em quantidades iguais ao longo da linha de falha. O rebote endireita o muro de pedra, mas a cerca exibe um encurvamento reverso.

AS ROCHAS DEFORMAM-SE ELASTICAMENTE E, ENTÃO, RETORNAM AO ESTADO NÃO DEFORMADO DURANTE A RUPTURA EM UM TEREMOTO

Tempo

Tempo

Tempo

Tempo

Tens

ãoTe

nsão

Tens

ãoTe

nsão

EpicentroFocoQuantidade de deslocamento

A deformação das Rochas aumentaprogressivamente

Falha transcorrente

Fig. 19.1

A RESISTÊNCIA ROCHOSA E AS FORÇAS DE TENSÃO VARIAM

Terremotos Tempo

Tensão

Resistência local da rocha

... ou menos rapidamente ...

... e a resistência da rocha pode variar com o tempo, cau-sando terremotos em tempo e magni-tude variáveis.

Por haver muitas variáveis em cada sítio potencial de terremoto ...

... a tensão pode-se acumular mais rapidamente ...

Fig. 19.1

0 segundoA ruptura expande-se circularmente no plano de falha, propagando-se ondas em todas as direções

5 segundosA ruptura continua a expandir-se como uma fissura ao longo do plano de falha. Quando a frente da ruptura atinge a superfície, ocorrem deslocamentos ao longo da linha de falha e as rochas da superfície começam a se recuperar de seu estado de deformado.

10 segundosA frente da ruptura progride através do plano de falha, reduzindo a tensão e permitindo que rochas de ambos os lados se recuperem. Ondas sísmicas continuam a ser emitidas em todas as direções à medida que a falha se propaga.

Uma cerca construída através da falha de San Andreas perto de Bolinas foi deslocada por quase 3 metros depois do grande terremoto de São Francisco (1906).

20 segundosA ruptura progrediu ao longo de toda a extensão da falha. A falha atinge o seu deslocamento máximo e o terremoto cessa.

Fissuras ao longo da falha na superfície

A fissura da falha propaga-se

Tens

ão

Tempo

Tens

ão

Tempo

Tens

ão

Tempo

Tens

ão

Tempo

Foco

Fig. 19.1

0 segundoA ruptura expande-se circularmente no plano de falha, propagando ondas sísmicas em todas as direções.

Tens

ão

Tempo Foco Fig. 19.1

5 segundosA ruptura continua a expandir-se como uma fissura ao longo do plano de falha. Quando a frente da ruptura atinge a superfície, ocorrem deslocamentos ao longo da linha de falha e as rochas da superfície começam a se recuperar de seu estado de deformado. Fissuras ao

longo da falha na superfície

Tens

ão

Tempo Fig. 19.1

10 segundosA frente da ruptura progride através do plano de falha, reduzindo a tensão e permitindo que rochas de ambos os lados se recuperem. Ondas sísmicas continuam a ser emitidas em todas as direções à medida que a falha se propaga.

A fissura da falha propaga-se

Tens

ão

Tempo Fig. 19.1

20 segundosA ruptura progrediu ao longo de toda a extensão da falha. A falha atinge o seu deslocamento máximo e o terremoto cessa.

Tens

ão

Tempo Fig. 19.1

Uma cerca construída através da falha de San Andreas perto de Bolinas foi deslocada por quase 3 metros depois do grande terremoto de São Francisco (1906). Fig. 19.2

Antes do terremoto Depois do terremoto

Foco do futuro grande terremoto Foco do recente

grande terremoto

Abalos secundários

Abalosprecursores

Fig. 19.3

Termos relacionados a TerremotosTermos relacionados a Terremotos

foco: sítio da ruptura inicial

epicentro: ponto na superfície acima do foco

SismologiaSismologia • estudo da propagação de energia

mecânica que é liberada pelos terremotos e explosões através da Terra

• quando a energia é liberada dessa forma, ondas de movimento (similar ao efeito de uma pedra lançada em um lago) movem-se através das rochas vizinhas à origem da energia (o foco).

SismógrafoSismógrafo

• aparelho usado para registrar movimentos da Terra.

• fonte das “linhas sinuosas” que documentam terremotos e outros eventos sísmicos.

(a) Sismógrafo desenhado para detectar movimentos verticais

(b) Sismógrafo desenhado para detectar movimentos horizontais

A Terra move para direita

Peso

Peso

A Terra move para esquerda

A Terra

move para baixo

A Terra

Caneta re-gitradora

Mola

Peso

move paracima

EixoFig. 19.4

Sismógrafo desenhado para detectar movimentos verticais

Peso

O chão

move para baixo

O chão

Mola

cimamove para

Caneta re-gitradora

2 – ... 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-versa.

3 – A caneta traça as diferenças de movimento entre o peso e o chão.

1 – O peso é fixado em relação à Terra com certa folga (por uma mola) ...

Fig. 19.4

Sismógrafo desenhado para detectar movimentos horizontais (L-W ou N-S)

A Terra move para direita

Peso

A Terra move para esquerda

Eixo

Fig. 19.4

Os três tipos diferentes de ondas sísmicas movem-se a diferentes velocidades

MinutosFoco

SismógrafoNúcleo

Manto

1 – As ondas sísmicas geradas por um terremoto propagam-se através da Terra e sobre sua superfície, atingindo um sismógrafo distante do evento.

2 – Ondas primárias, secundárias e de superfície propagam-se me diferentes velocidades e atingem um sismógrafo em instantes diferentes.

Fig. 19.5

Ondas SísmicasOndas Sísmicas• ondas começam por causa de uma

inicial distensão ou compressão na rocha.

• instrumentos usados para medir essas ondas são chamados sismógrafos

Dois Tipos de Ondas de Terremotos

• P ondas (compressional) 6–8 km/s. Paralela à direção do movimento (empurra-puxa), também chamadas de ondas primárias. Similar às ondas sonoras.

• S ondas (cisalhante) 4–5 km/s. Perpendicular à direção do movimento (corda); também chamadas de ondas secundárias. Resultam do esforço cisalhante nos materiais. Não atravessam líquidos ou gases

Onda compressional

P – movimento da onda primárias e compressionaisAs ondas P propagam-se na forma de uma série de contrações e expansões, empurrando e puxando partículas na direção da trajetória percorrida.

O quadrado vermelho representa o processo de contração e expansão da rocha à medida em que a onda passa.

Fig. 19.5

Crista da onda de cisalhamento

S – movimento da ondas secundárias e cisalhantes

Área em vermelho mostra como uma seção de rocha é deformada a partir de um quadrado para um paralelogramo à medida em que a onda S passa.

As áreas partículas são empurradas para cima e para baixo com a onda S, em direção perpendicular ao deslocamento da onda

Fig. 19.5

Superficial – movimento da onda

Direção da Onda

Direção da Onda

A superfície do chão move-se verticalmente num movimento elíptico ondulante que se extin-gue à medida em que a profundidade aumenta.

A superfície do chão move-se lateralmente, sem movimento vertical.

Fig. 19.5

Localizando um EpicentroLocalizando um Epicentro

• O intervalo de tempos da chegada das ondas P e S na estação de registro depende da distância do epicentro.

• Portanto, nós precisamos no mínimo de três estações para determinar a localização de um epicentro.

Foco

Epicentro

Sismógrafo

SismógrafoSismógrafo

Leituras em diferentes estações sismográficas revelam a localização do epicentro do terremoto

1 - As ondas sísmi-cas propagam-se concentricamente a partir do foco e atingem diferentes estações sismográ-ficas em diferentes instantes.

Fig. 19.6

Leituras em diferentes estações sismográficas revelam a localização do epicentro do terremoto

Distância percorrida do epicentro do terremoto (km)

Tem

po p

erco

rrido

dep

ois

do in

ício

do

terre

mot

o (m

in)

2- O gráfico de tempo versus distância é chamado de curva de deslocamento tempo. Pelo fato das ondas se propagarem com o dobro de velocidade das ondas S, o intervalo entre as duas curvas de deslocamento temp aumenta com a distância.3- Relacionando o intervalo observado com o espaça-mento das curvas, um geólogo pode determinar a distância da estação ao epicentro. Um intervalo de 8 min corresponde a mais ou menos 5600 km de distância do epicentro.

Fig. 19.6

Leituras em diferentes estações sismográficas revelam a localização do epicentro do terremoto

4- Se o geólogo então traçar um círculo com o raio calculado a partir das curvas de deslocamento-tempo entorno de cada estação sismográfica, ...5- ... o ponto onde os círculos se interceptam será a localização do epicentro do terremoto..

Fig. 19.6

Medindo a Força dos Terremotos Medindo a Força dos Terremotos

1. Superfície de deslocamento Em 1964, um terremoto no Alasca

deslocou algumas partes do assoalho oceânico cerca de 15 m.

Em 1906, o terremoto de São Francisco moveu o chão ~ 3 m.

2. Tamanho da área deslocada Alasca — 181.300 km2

• Duração do tremor Até dezenas de segundos

3. Escalas de intensidade

Baseada no dano e na percepção humana 5. Escalas de magnitude Baseada na quantidade de energia liberada

Medindo a Força dos Terremotos

Escala RichterEscala Richter• Escala de Richter: quantidade de energia

recebida a 100 km do epicentro• Maior abalo já registrado = 8.9 (rochas não são

suficientemente resistente para mais).• Terremotos com Magnitude < 2 não são sentidos

pelas pessoas.• Escala é logarítmica:

Aumento de 1 unidade = abalo 10 vezes maior

Aumento de 1 unidade = 30 vezes mais energia

Um geólogo mede a amplitude da maior onda sísmica (23mm) ...

... e o intervalo de tempo entre as chegadas das ondas P e S (24 s)para determinar a distância do epicentro até a estação.

Por meio da plotagem des-sas duas medidas nestes gráficos e conectando os pontos, o geólo-go determina a magnitude Richter do terremoto (5.0).

Magnitude de Richter.

Inte

rval

o en

tre a

s on

das

P e

S (s

)

Dis

tânc

ia (k

m)

intervalo entre as ondas - 24 segundos

100

Fig. 19.7

Terremotos Energia equivalente

Liberação de energia(equivalente em quilogramas de explosivo)

Número de terremotos por ano (no mundo todo)

Raio moderadoAtentado à bomba em Oklahoma

Grande raio

Média dos tornados

Bomba atômica de Hiroshima

Erupção vulcânica do Monte Santa HelenaMaior teste nuclear do mundo (ex-URSS)Erupção da ilha de Krakatoa

Magnitude

Gráfico - Relação entre momento sísimico (escala da esquerda), liberação de energia (escala na direita), número de terremotos por ano (centro). Curva – intensidade dos terremotos (esquerda) e intensidade de liberação de energia (direita)Pontos – Terremotos e distintos eventos Fig. 19.8

Sentido por todos, muitos se assustam. Alguns móveis pesados movem-se. Em alguns casos, pedaços de reboco se desprendem. Danos leves.

VI

Percebido por quase todos, muitos acordam. Algumas louças e janelas quebram. Objetos instáveis caem. Relógios com pêndulo podem parar.

V

Percebido em ambientes internos por muitas pessoas, e fora por poucas durante o dia. À noite, algumas acordam. Louças, janelas e portas são perturbadas; paredes fazem um barulho como se tivessem quebrando. Sensação como o de um caminhão pesado batesse em um prédio. Veículos parados balançam de forma perceptível.

IV

Capaz de ser percebido por pessoas em ambientes internos, sobretudo nos andares mais altos dos prédios. Muitas pessoas podem não reconhecê-lo como terremoto. Objetos suspensos delicadamente podem oscilar. Veículos parados podem balançar levemente. Vibração similar á passagem de um caminhão.

III

Percebido por algumas poucas pessoas em repouso, especialmente nos andares mais altos dos prédios. Objetos delicadamente suspensos podem oscilar.

II

Não é percebido, exceto por poucas pessoas em condições especialmente favoráveis.

I

DescriçãoNível de Intensidade

Quadro 19.1 Escala de intensidade de Mercalli modificada

Destruição total. Linhas de visão e de prumo são distorcidas. Objetos são arremessados no ar.

XII

Poucas estruturas de alvenaria permanecem em pé. Pontes caem. Trilhos ficam muito curvados.

XI

Algumas estruturas de madeira bem construídas desmoronam; a maioria das estruturas de concreto e de madeira é destruída com os seus alicerces. Trilhos recurvam-se.

X

Danos consideráveis em estruturas especialmente projetadas para resistir a tremores; estruturas comuns bem construídas saem do prumo. Danos enormes em prédios bem construídas. Alicerces de prédios são deslocados.

IX

Danos leves em estruturas especialmente projetadas para resistir a tremores; danos consideráveis em parte dos prédios comuns com colapso parcial. Danos enormes em estruturas mal construídas. Quedas de chaminés, materiais empilhados em indústrias, colunas, monumentos e muros. Móveis pesados virados.

VIII

Danos desprezíveis em prédios bem projetados e bem construídos; danos leves a moderados em estruturas comuns bem construídas; danos consideráveis em estruturas mal construídas ou mal projetadas, alguns chaminés quebram.

VII

DescriçãoNível de Intensidade

Quadro 19.1 Escala de intensidade de Mercalli modificada

Intensidades de Intensidades de Mercalli associadas Mercalli associadas ao terremoto de 1881 ao terremoto de 1881 em New Madrid, em New Madrid, Missouri de escala Missouri de escala entorno de 7,5entorno de 7,5

Perceba uma diminuição das escalas de intensidade: não havia muitas pessoas vivendo a Oeste desse terremoto, assim não há observações disponíveis.Intensidade de até VI foram observadas a 200 km do epicentro.

Fig. 19.9

Linha de Falha

(b) Falha Normal (c) Falha de Empurrão (d) Falha Transcorrente

Forças de Forças de CisalhamentoTensãoForças de

Compressão

(a)

Mergulho

Principais Tipos de Movimentos de Falhas Principais Tipos de Movimentos de Falhas Iniciadores de TerremotosIniciadores de Terremotos

Fig. 19.10

Mergulho

Linha de falha Situação antes da Ocorrência do Movimento

Fig. 19.10

Tensão

Falha Normal

Forças de

Fig. 19.10

Fig. 19.10

Forças de

Falha de Empurrão

Compressão

Falha Transcorrente -

Forças de Cisalhamento

Fig. 19.10

Determinando o Tipo de Determinando o Tipo de Terremoto a partir dos Dados Terremoto a partir dos Dados

SísmicosSísmicos

Movimentos de Falha de diferentes tipos (normal, de empurrão, transcorrente) produzirão ondas sísmicas com características distintas

Fig. 19.11

Estaçõessismográficas

Falha

Primeiro movimento(empurrão a partirdo epicentro)

Primeiro movimento(empurrão a partirdo epicentro)

Primeiro movimento(puxão a partirdo epicentro)

Primeiro movimento(puxão a partirdo epicentro)

O primeiro movimento das ondas p atingin-do estações sismográficas é usado paraa orientação do plano de falha e a direçãodo deslizamento. O caso mostrado aqui é para a ruptura de uma falha transcorrente dextral (à direita).

Distribuição dos Terremotos Distribuição dos Terremotos

• não é aleatória• focada ao redor das placas

tectônicas (mas também ocorrem no interior placas*)

* O slide 37 com a figura 19.9 é um exemplo de um terremoto ocorrido no interior das placas ou intra-placas com intensidades relativamente grandes ao contrário do que é usual .

Sismicidade no mundo de 1976 a 2002 em diferentes profundidades de foco

≤ 50 km (foco raso)50-300 (foco intermediário)> 300 km (foco profundo)

Profundidade

Fig. 19.12

(a) Dorsal mesoceânica (divergência)Falhamento normal

Vale em rifte(divergência)

Falha transformante(cisalhamento lateral) (b) Fossa oceânica (convergência)

Litosfera

Astenosfera

Astenosfera

Litosfera

Fig. 19.13

Dorsal mesoceânica (divergência)Falhamento normal

Vale em rifte(divergência)

Falha transformante(cisalhamento lateral)

Litosfera

Astenosfera

Os terremotos rasos coincidem com o falhamento normal, em limites divergentes, e como o falhamento transcorrente, em falhas transformantes.

Fig. 19.13

Fig. 19.13

Fossa oceânica (convergência)

Astenosfera

Litosfera

Os grandes terremotos rasos ocorrem principalmente em falhas de empurrão, em limites de placas. Os terremotos de

foco profundo ocorrem na placa descendente.

Os terremotos de foco intermediário ocorrem na placa descendente.

Fig. 19.13

Fig. 19.14

Montanhas de São Gabriel

Los AngelesMovimento da Placa pacífica em relação ao movimento da Placa Norte Americana

Placa do Pacífico

Placa NorteAmericana

Na planície de Carrizo, na Califórnia Central, a Falha de Santo André é para-lela ao movimento relativo entre a placa do pacífico e a placa norte-americana e o falhamento é transcorrente dextral

A grande curva para o oeste na Falha de Santo André faz a placa Pacífica comprimir-se contra a 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

Traços de falhas do Sul da Califórnia

Falha de Santo André

Fig. 19.14

Julho 1970 – Junho 1995

Terremotos do Sul da Califórnia (Julho 1970 – Junho 1995

Northridge,1994 São Fernando, 1971 Landers 1992 Magnitude, 69 Magnitude, 69 Magnitude, 69

Legenda

Fig. 19.14

5502 mortos;36.896 feridos;310 mil desabrigadosdanos sérios

Falhamento da superfície por 9 km com deslocamento horizontal de 1,2 a 1,5 mliquefação do solo.

6,9Kobe, JapãoJaneiro de 1995

Muitas pessoas mortas.A 637 km de profundidade; o mais profundo registrado;primeiro terremoto na América do sul que foi sentido na América do Norte, inclusive Canadá

8,2Norte da BolíviaJunho de 1994

58 mortos;7.000 feridos;20.000 desabrigadosdanos de 20 bilhões de dólares

Soerguimento máximo de 15 cm nas Montanhas de Santa Susana; muitos deslizamentos de rochas; rachaduras no chãoliquefação do solo.

6,9Northridge, CalifórniaJaneiro de 1994

1 morto;400 feridos;danos substanciais

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

7,3Landers, CalifórniaJunho de 1992

60 mortos;3.757 feridos;danos de 7 bilhões de dólares

Intensidade máxima em partes de Oakland e São Francisco; deslizamentos de terra; liquefação do solo; pequeno tsunami em Monterey

7,1Loma Prieta, CalifórniaOutubro de 1989

DestruiçãoEfeitos geológicosMagni-tude

Evento

Quadro 19.2 Terremotos recentes de interesse especial

Muito pequena em áreas selvagens remotas;o oleoduto Trans-Alasca não rompeu porque foi especialmente projetado para cruzar a falha de Denali

Maior terremoto do continente norte-americano desde 1906;múltiplos eventos com 400 km de superfície abalada;extensos deslizamentos

7,9Denali, AlascaDezembro de 2002

20.000 mortosTerremoto intraplaca sem ruptura superficial8,0Gujarat, ÍndiaJaneiro de 2001

15.000 mortosdezenas de desaparecidos

O sétimo de uma série desde de 1939migração à Oeste ao longo da falha transcorrente no N da Anatólia;deslocamento dextral máximo de 5m

7,4Izmit, TurquiaAgosto de 1999

3000 mortos;diversos vilarejos destruídos.

Tsumani de 7 m7,0Papua – Nova GuinéJulho 1998

1567 mortos;2.300 feridos;50 mil desabrigadosgrandes estragos.

Rara seqüência de grandes terremotosdeslizamentos.

7,3Norte do IrãMaio-junho de 1997

DestruiçãoEfeitos geológicosMagni-tude

Evento

Quadro 19.2 Terremotos recentes de interesse especial

Estragos devido aos terremotosEstragos devido aos terremotos

1. movimento do solo“Terremotos não matam pessoas, edifícios matam pessoas.”

2. fogo

3. ondas de maré (tsunami)geram velocidades de até 500–800 km/h em mar aberto; somente ~ 1m de altura mas tornam-se maiores quando a água atinge o raso.

Estragos devido aos terremotosEstragos devido aos terremotos4. deslizamentos

•todos os tipos de movimentos de massa•liquefação – súbita perda de coesão em sedimentos saturados com água

•prédios caem intactos

5. Inundação• rompimento de barragem• mudança dos cursos dos rios

Fig. 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 colpsaram. Muitos outros prédios como este teriam colapsado se as edificações mais novas da área não tivessem sido construídas de acordo com estritos códigos para resistência dos terremotos.

Fig. 19.15

Fig. 19.16

Via expressa elevada em Kobe, Japão revirada durante o terremoto de 1995.

Fig. 19.17

As cidades montanhosaas de Yungay e Ranrahirca, Peru, foram soterradas um deslizamento, desencadeado durante o terremoto de magnitude 8, em 1970.

Origem da avalanche

Fig. 19.18

Geração de tsunâmis

Falha inversa O movimento do assoalho oceânico durante durante um terremoto produz a ascenção de água que se move como uma longa onda marítima ou tsunami.

Um tsunâmi tem apenas alguns centímetros de altura no oceano profundo, mas em águas rasas costeiras pode aumentar vários metros quan-do as ondas acumulam-se

Simulação em computador de um tsunami causado por um terremoto de magnitude 7,7 nas Ilhas Aleutas

Epicentro

A onda principal do atinge as Ilhas do Havaí cerca de 4h 30 min após o terremoto

Fig. 19.18

Perigo & Risco SísmicoPerigo & Risco Sísmico

Perigo – medida da intensidade da vibração sísmica do chão e do rompimento do chão que podem ser esperados a longo prazo em um lugar específico.

Risco – dano que pode ser esperado a longo prazo em um lugar específico.Depende do perigo sísmico, da concentração humana e da vulnerabilidade das estruturas construídas.

Fig. 19.19

Perigo Potencial de Terremotos, USAPerigo Potencial de Terremotos, USAPerigo mais alto

Perigo mais baixo

Estados Unidos Continental

Mapa de Risco Sísmico, USAMapa de Risco Sísmico, USA

Maiores prejuízos esperados

Menores prejuízos esperados

Fig. 19.20

Estados Unidos Continental

Perigo Potencial de Terremotos em Todo Perigo Potencial de Terremotos em Todo MundoMundo

Perigo sísmicomais alto

Perigo sísmicomais baixo

Fig. 19.21

Redução de riscos em terremotosRedução de riscos em terremotos

1. Caracterização do perigo sísmicoaumento do conhecimento sobre falhas

2. Políticas de uso do solo restrição do ocupação em áreas sísmicas3. Engenharia de terremotos

projetos adequados à abalos sísmicos.4. Resposta de emergência

socorro rápido às áreas muito afetadas.5. Advertência sobre terremotos em tempo real

transmissão de informação para os locais que serão afetados..

Barreira contra tsunâmis na cidade de Taro, Japão

Conjunto habitacionais próximos à zona de falhas de Santo André, Península de São Francisco antes que o estado passasse a ter leis restringindo essa prática. A linha branca indica de forma aproximada a linha de falha, ao longo da qual o chão rompeu-se e deslocou-se cerca de 2 m durante o terremoto de 1906.

Fig. 19.22

Box 19.2Demonstração pública de procedimentos de segurança em no Japão.

Predição de TerremotoPredição de Terremoto

• Longo prazo — imprecisa (mas possível)

• Curto prazo — precisa (muito difícil)

• Nós não podemos deter os terremotos, então nós temos de nos preparar para eles.

Sismicidade no BrasilSismicidade no Brasil

• Estudos mais detalhados a partir da década de 70

• Maior quantidade de dados no Nordeste e Sudeste reflete o processo histórico de ocupação e distribuição da população.

Sismos e BarragensSismos e Barragens

• A sobrecarga da massa de água e o aumento da pressão nos poros e fraturaa da rocha dispara a liberação de tensões pré-existentes. (ver figura 19.1)

• Todas as grandes barragens operam sismográfos.

Estrutura da TerraEstrutura da Terra• velocidade das ondas sísmicas

depende da composição, do estado físico do material e da pressão

• nós podemos usar o comportamento das ondas sísmicas afim de que ele nos conte sobre o interior da Terra

• quando as ondas movem de um tipo de material para um outro, elas mudam a velocidade e a direção.

Comportamento das Ondas SísmicasComportamento das Ondas Sísmicas• Como qualquer fenômeno ondulatório

(por exemplo a luz), a direção de propagação das ondas sísmicas muda (refrata) ao passar de um meio de velocidade V1 para outro com velocidade V2,

• As ondas sísmicas comportam-se de acordo com a lei de Snell.

Fig. 21.1

Esse experimento mostra a reflexão e a refração (desvio de direção quando as ondas atravessam materiais diferentes).

Os raios laser entram pelo topo incidem em um espelho no fundo do globo e são por refletidos. Um raio é refletido pela superfí-cie da água e incide na mesa. O outro atraves-sa a superfície da água e refrata ao encontrar o ar.

Raios incidentes

Raios refletidos

Raio refratado

Lei de Snell

(a) Quando a onda passa de um meio de menor velocidade para um meio de maior velocidade, a direção da onda se afasta da normal á interface

(b) Quando a onda passa de um meio de maior velocidade para um meio de menor velocidade, a direção da onda se aproxima da normal á interface

Lei de Snell

No caso das ondas sísmicas, parte da energia da onda incidente P (ou S) pode transformar-se em ondas S (ou P) sempre obedecendo a Lei de Snell.

Quando a velocidade aumenta gradualmente com a profundidade, equivale a uma sucessão infinita de camadas extremamente finas (a) e as ondas percorrem uma trajetória curva, devido à constante mudança de direção da onda (b).