Terremoto - Earthquake

Os epicentros dos terremotos ocorrem principalmente ao longo dos limites das placas tectônicas e especialmente no Anel de Fogo do Pacífico .
Movimento global das placas tectônicas

Um terremoto (também conhecido como terremoto , tremor ou tremor ) é a agitação da superfície da Terra resultante de uma liberação repentina de energia na litosfera da Terra que cria ondas sísmicas . Os terremotos podem variar em tamanho desde aqueles que são tão fracos que não podem ser sentidos até aqueles violentos o suficiente para lançar objetos e pessoas no ar e causar destruição em cidades inteiras. A sismicidade , ou atividade sísmica , de uma área é a frequência, tipo e tamanho dos terremotos experimentados ao longo de um tempo. A palavra tremor também é usada para estrondos sísmicos não sísmicos .

Na superfície da Terra, os terremotos se manifestam sacudindo e deslocando ou perturbando o solo. Quando o epicentro de um grande terremoto está localizado no mar, o fundo do mar pode ser deslocado o suficiente para causar um tsunami . Os terremotos também podem desencadear deslizamentos de terra e, ocasionalmente, atividade vulcânica.

Em seu sentido mais geral, a palavra terremoto é usada para descrever qualquer evento sísmico – seja natural ou causado por humanos – que gera ondas sísmicas. Os terremotos são causados ​​principalmente pela ruptura de falhas geológicas , mas também por outros eventos, como atividade vulcânica, deslizamentos de terra, explosões de minas e testes nucleares . O ponto de ruptura inicial de um terremoto é chamado de hipocentro ou foco. O epicentro é o ponto ao nível do solo diretamente acima do hipocentro.

Terremotos naturais

Três tipos de falhas:
A. Deslizamento
B. Normal
C. Reverso

Os terremotos tectônicos ocorrem em qualquer lugar da Terra onde haja energia de deformação elástica armazenada suficiente para conduzir a propagação de fraturas ao longo de um plano de falha . Os lados de uma falha se movem suavemente e de forma assísmica somente se não houver irregularidades ou asperezas ao longo da superfície da falha que aumente a resistência ao atrito. A maioria das superfícies de falha tem tais asperezas, o que leva a uma forma de comportamento stick-slip . Uma vez que a falha tenha travado, o movimento relativo contínuo entre as placas leva ao aumento da tensão e, portanto, armazena energia de deformação no volume ao redor da superfície da falha. Isso continua até que a tensão tenha aumentado o suficiente para romper a aspereza, permitindo repentinamente deslizar sobre a porção bloqueada da falha, liberando a energia armazenada . Essa energia é liberada como uma combinação de ondas sísmicas de deformação elástica irradiada , aquecimento por atrito da superfície da falha e rachadura da rocha, causando um terremoto. Esse processo de acúmulo gradual de tensão e tensão pontuado por falhas ocasionais repentinas em terremotos é chamado de teoria do rebote elástico . Estima-se que apenas 10% ou menos da energia total de um terremoto seja irradiada como energia sísmica. A maior parte da energia do terremoto é usada para alimentar o crescimento da fratura do terremoto ou é convertida em calor gerado pelo atrito. Portanto, os terremotos diminuem a energia potencial elástica disponível da Terra e aumentam sua temperatura, embora essas mudanças sejam insignificantes em comparação com o fluxo de calor convectivo e condutivo do interior profundo da Terra.

Tipos de falha de terremoto

Existem três tipos principais de falha, todos os quais podem causar um terremoto entre placas : normal, reverso (impulso) e deslizamento. Falhas normais e reversas são exemplos de escorregamento de mergulho, onde o deslocamento ao longo da falha está na direção do mergulho e onde o movimento sobre eles envolve um componente vertical. Falhas normais ocorrem principalmente em áreas onde a crosta está sendo estendida , como um limite divergente . Falhas reversas ocorrem em áreas onde a crosta está sendo encurtada , como em um limite convergente. Falhas de deslizamento são estruturas íngremes onde os dois lados da falha deslizam horizontalmente um pelo outro; Os limites de transformação são um tipo particular de falha transcorrente. Muitos terremotos são causados ​​pelo movimento em falhas que possuem componentes de deslizamento e deslizamento; isso é conhecido como deslizamento oblíquo.

As falhas reversas, particularmente aquelas ao longo dos limites das placas convergentes , estão associadas aos terremotos mais poderosos, terremotos de mega -impulso , incluindo quase todos os de magnitude 8 ou mais. Os terremotos de megaimpulso são responsáveis ​​por cerca de 90% do momento sísmico total liberado em todo o mundo. As falhas de deslizamento, particularmente as transformadas continentais , podem produzir grandes terremotos de magnitude 8. Os terremotos associados a falhas normais são geralmente inferiores a magnitude 7. Para cada unidade de aumento de magnitude, há um aumento de aproximadamente trinta vezes na energia liberada. Por exemplo, um terremoto de magnitude 6,0 libera aproximadamente 32 vezes mais energia do que um terremoto de magnitude 5,0 e um terremoto de magnitude 7,0 libera 1.000 vezes mais energia do que um terremoto de magnitude 5,0. Um terremoto de magnitude 8,6 libera a mesma quantidade de energia que 10.000 bombas atômicas usadas na Segunda Guerra Mundial .

Isso ocorre porque a energia liberada em um terremoto e, portanto, sua magnitude, é proporcional à área da falha que se rompe e à queda de tensão. Portanto, quanto maior o comprimento e maior a largura da área com falha, maior a magnitude resultante. A parte superior e frágil da crosta terrestre e as placas frias das placas tectônicas que descem para o manto quente são as únicas partes do nosso planeta que podem armazenar energia elástica e liberá-la em rupturas de falhas. Rochas mais quentes que cerca de 300 °C (572 °F) fluem em resposta ao estresse; eles não se rompem em terremotos. Os comprimentos máximos observados de rupturas e falhas mapeadas (que podem quebrar em uma única ruptura) são de aproximadamente 1.000 km (620 mi). Exemplos são os terremotos no Alasca (1957) , Chile (1960) e Sumatra (2004) , todos em zonas de subducção. As mais longas rupturas de terremotos em falhas transcorrentes, como a falha de San Andreas ( 1857 , 1906 ), a falha da Anatólia do Norte na Turquia ( 1939 ) e a falha de Denali no Alasca ( 2002 ), têm cerca de metade a um terço do comprimento os comprimentos ao longo das margens das placas subdutoras, e aqueles ao longo das falhas normais são ainda mais curtos.

Foto aérea da falha de San Andreas na planície de Carrizo , a noroeste de Los Angeles

O parâmetro mais importante que controla a magnitude máxima do terremoto em uma falha, no entanto, não é o comprimento máximo disponível, mas a largura disponível porque esta varia por um fator de 20. Ao longo das margens das placas convergentes, o ângulo de mergulho do plano de ruptura é muito raso, tipicamente cerca de 10 graus. Assim, a largura do plano dentro da crosta superior frágil da Terra pode se tornar de 50 a 100 km (31 a 62 milhas) ( Japão, 2011 ; Alasca, 1964 ), tornando os terremotos mais poderosos possíveis.

As falhas de deslizamento tendem a ser orientadas quase verticalmente, resultando em uma largura aproximada de 10 km (6,2 mi) dentro da crosta frágil. Assim, terremotos com magnitudes muito maiores que 8 não são possíveis. As magnitudes máximas ao longo de muitas falhas normais são ainda mais limitadas porque muitas delas estão localizadas ao longo de centros de expansão, como na Islândia, onde a espessura da camada frágil é de apenas cerca de seis quilômetros (3,7 mi).

Além disso, existe uma hierarquia de níveis de estresse nos três tipos de falhas. As falhas de empuxo são geradas pelas falhas mais altas, transcorrentes pelas falhas intermediárias e normais pelos níveis de tensão mais baixos. Isso pode ser facilmente entendido considerando a direção da maior tensão principal, a direção da força que "empurra" o maciço rochoso durante o falhamento. No caso de falhas normais, o maciço rochoso é empurrado para baixo na direção vertical, assim a força de empurrão ( maior tensão principal) é igual ao peso do próprio maciço rochoso. No caso de empurrão, o maciço rochoso "escapa" na direção da menor tensão principal, ou seja, para cima, levantando o maciço rochoso e, assim, a sobrecarga é igual à menor tensão principal. A falha de deslizamento é intermediária entre os outros dois tipos descritos acima. Essa diferença no regime de tensão nos três ambientes de falha pode contribuir para diferenças na queda de tensão durante a falha, o que contribui para diferenças na energia irradiada, independentemente das dimensões da falha.

Terremotos longe dos limites das placas

Comparação dos terremotos de 1985 e 2017 na Cidade do México, Puebla e Michoacán/Guerrero

Onde os limites das placas ocorrem dentro da litosfera continental , a deformação é espalhada por uma área muito maior do que o próprio limite da placa. No caso da transformada continental da falha de San Andreas , muitos terremotos ocorrem longe do limite da placa e estão relacionados a deformações desenvolvidas dentro da zona mais ampla de deformação causada por grandes irregularidades no traço da falha (por exemplo, a região da "Big bend"). O terremoto de Northridge foi associado ao movimento em um impulso cego dentro de tal zona. Outro exemplo é o limite de placas convergentes fortemente oblíquas entre as placas da Arábia e da Eurásia, onde atravessa a parte noroeste das montanhas de Zagros . A deformação associada a este limite de placa é dividida em movimentos de sentido de empuxo quase puros perpendiculares ao limite sobre uma ampla zona a sudoeste e movimento de deslizamento quase puro ao longo da Falha Recente Principal perto do próprio limite de placa real. Isso é demonstrado por mecanismos focais de terremotos .

Todas as placas tectônicas têm campos de tensão internos causados ​​por suas interações com placas vizinhas e carregamento ou descarregamento sedimentar (por exemplo, deglaciação). Essas tensões podem ser suficientes para causar falhas ao longo dos planos de falha existentes, dando origem a terremotos intraplaca.

Terremotos de foco raso e de foco profundo

Desmoronou o edifício do Gran Hotel na metrópole de San Salvador , após o terremoto raso de 1986 em San Salvador

A maioria dos terremotos tectônicos se origina no anel de fogo em profundidades não superiores a dezenas de quilômetros. Os terremotos que ocorrem a uma profundidade inferior a 70 km (43 mi) são classificados como terremotos de "foco raso", enquanto aqueles com uma profundidade focal entre 70 e 300 km (43 e 186 mi) são comumente denominados "foco médio" ou terremotos de "profundidade intermediária". Nas zonas de subducção , onde a crosta oceânica mais antiga e mais fria desce sob outra placa tectônica, terremotos de foco profundo podem ocorrer em profundidades muito maiores (variando de 300 a 700 km (190 a 430 mi)). Essas áreas de subducção sismicamente ativas são conhecidas como zonas de Wadati-Benioff . Os terremotos de foco profundo ocorrem em uma profundidade onde a litosfera subduzida não deve mais ser frágil, devido à alta temperatura e pressão. Um possível mecanismo para a geração de terremotos de foco profundo é a falha causada pela olivina passando por uma transição de fase para uma estrutura de espinélio .

Terremotos e atividade vulcânica

Os terremotos ocorrem frequentemente em regiões vulcânicas e são causados ​​lá, tanto por falhas tectônicas quanto pelo movimento do magma nos vulcões . Tais terremotos podem servir como um aviso antecipado de erupções vulcânicas, como durante a erupção de 1980 do Monte Santa Helena . Enxames de terremotos podem servir como marcadores para a localização do magma que flui pelos vulcões. Esses enxames podem ser registrados por sismômetros e medidores de inclinação (um dispositivo que mede a inclinação do solo) e usados ​​como sensores para prever erupções iminentes ou futuras.

Dinâmica de ruptura

Um terremoto tectônico começa por uma ruptura inicial em um ponto na superfície da falha, um processo conhecido como nucleação. A escala da zona de nucleação é incerta, com algumas evidências, como as dimensões de ruptura dos menores terremotos, sugerindo que é menor que 100 m (330 pés), enquanto outras evidências, como um componente lento revelado por espectros de baixa frequência de alguns terremotos, sugerem que é maior. A possibilidade de que a nucleação envolva algum tipo de processo de preparação é corroborada pela observação de que cerca de 40% dos terremotos são precedidos por foreshocks. Uma vez iniciada a ruptura, ela começa a se propagar ao longo da superfície da falha. A mecânica desse processo é pouco compreendida, em parte porque é difícil recriar as altas velocidades de deslizamento em laboratório. Além disso, os efeitos do forte movimento do solo tornam muito difícil registrar informações próximas a uma zona de nucleação.

A propagação da ruptura é geralmente modelada usando uma abordagem de mecânica da fratura , comparando a ruptura a uma trinca de cisalhamento de modo misto em propagação. A velocidade de ruptura é uma função da energia de fratura no volume ao redor da ponta da trinca, aumentando com a diminuição da energia de fratura. A velocidade de propagação da ruptura é ordens de magnitude mais rápida do que a velocidade de deslocamento através da falha. As rupturas do terremoto normalmente se propagam em velocidades que estão na faixa de 70 a 90% da velocidade da onda S, que é independente do tamanho do terremoto. Um pequeno subconjunto de rupturas de terremotos parece ter se propagado em velocidades maiores que a velocidade da onda S. Esses terremotos de supercisalhamento foram observados durante grandes eventos de deslizamento. A zona incomumente ampla de dano cosísmico causado pelo terremoto de Kunlun em 2001 foi atribuída aos efeitos do estrondo sônico desenvolvido em tais terremotos. Algumas rupturas de terremotos viajam em velocidades excepcionalmente baixas e são chamadas de terremotos lentos . Uma forma particularmente perigosa de terremoto lento é o terremoto tsunami , observado onde as intensidades sentidas relativamente baixas, causadas pela lenta velocidade de propagação de alguns grandes terremotos, não alertam a população da costa vizinha, como no terremoto de Sanriku de 1896 .

Sobrepressão co-sísmica e efeito da pressão dos poros

Durante um terremoto, altas temperaturas podem se desenvolver no plano da falha, aumentando a pressão dos poros consequentemente a vaporização da água subterrânea já contida na rocha. Na fase cosísmica, tal aumento pode afetar significativamente a evolução e a velocidade do escorregamento e, além disso, na fase pós-sísmica pode controlar a sequência do Aftershock , pois, após o evento principal, o aumento da pressão dos poros se propaga lentamente para a rede de fraturas circundante. Do ponto de vista da teoria de resistência de Mohr-Coulomb , um aumento na pressão do fluido reduz a tensão normal que atua no plano de falha que o mantém no lugar, e os fluidos podem exercer um efeito lubrificante. Como a sobrepressurização térmica pode fornecer feedback positivo entre escorregamento e queda de resistência no plano de falha, uma opinião comum é que ela pode aumentar a instabilidade do processo de falha. Após o mainshock, o gradiente de pressão entre o plano de falha e a rocha vizinha causa um fluxo de fluido que aumenta a pressão dos poros nas redes de fratura circundantes; tal aumento pode desencadear novos processos de falha ao reativar falhas adjacentes, dando origem a tremores secundários. Analogamente, o aumento artificial da pressão dos poros, por injeção de fluido na crosta terrestre, pode induzir à sismicidade .

Forças de maré

As marés podem induzir alguma sismicidade .

Aglomerados de terremoto

A maioria dos terremotos faz parte de uma sequência, relacionada entre si em termos de localização e tempo. A maioria dos aglomerados de terremotos consiste em pequenos tremores que causam pouco ou nenhum dano, mas existe uma teoria de que os terremotos podem se repetir em um padrão regular.

tremores secundários

Magnitude dos terremotos da Itália Central de agosto e outubro de 2016 e janeiro de 2017 e os tremores secundários (que continuaram a ocorrer após o período mostrado aqui)

Um tremor secundário é um terremoto que ocorre após um terremoto anterior, o mainshock. Mudanças rápidas de tensão entre as rochas e a tensão do terremoto original são as principais causas desses tremores secundários, juntamente com a crosta ao redor do plano de falha rompido, à medida que se ajusta aos efeitos do tremor principal. Um tremor secundário está na mesma região do choque principal, mas sempre de menor magnitude, no entanto, eles ainda podem ser poderosos o suficiente para causar ainda mais danos a edifícios que já foram danificados pelo terremoto original. Se um tremor secundário for maior do que o choque principal, o choque secundário é redesignado como o choque principal e o choque principal original é redesignado como um choque anterior . Os tremores secundários são formados à medida que a crosta ao redor do plano de falha deslocado se ajusta aos efeitos do choque principal.

Enxames de terremoto

Enxames de terremotos são sequências de terremotos que atingem uma área específica dentro de um curto período. Eles são diferentes dos terremotos seguidos por uma série de tremores secundários pelo fato de que nenhum terremoto na sequência é obviamente o choque principal, então nenhum tem uma magnitude notável mais alta que o outro. Um exemplo de enxame de terremotos é a atividade de 2004 no Parque Nacional de Yellowstone . Em agosto de 2012, um enxame de terremotos abalou o Vale Imperial , no sul da Califórnia , mostrando a atividade mais registrada na área desde a década de 1970.

Às vezes, uma série de terremotos ocorre no que foi chamado de tempestade de terremotos , onde os terremotos atingem uma falha em aglomerados, cada um desencadeado pela agitação ou redistribuição de estresse dos terremotos anteriores. Semelhante a tremores secundários , mas em segmentos adjacentes de falha, essas tempestades ocorrem ao longo dos anos, e alguns dos terremotos posteriores são tão prejudiciais quanto os primeiros. Esse padrão foi observado na sequência de cerca de uma dúzia de terremotos que atingiram a falha da Anatólia do Norte na Turquia no século 20 e foi inferido para aglomerados anômalos mais antigos de grandes terremotos no Oriente Médio.

Intensidade do terremoto e magnitude dos terremotos

Tremendo ou sacudindo a terra é um fenômeno comum, sem dúvida, conhecido pelos humanos desde os primeiros tempos. Antes do desenvolvimento de acelerômetros de movimento forte que podem medir diretamente a velocidade de pico e a aceleração do solo, a intensidade do tremor de terra foi estimada com base nos efeitos observados, categorizados em várias escalas de intensidade sísmica . Somente no século passado a fonte de tal abalo foi identificada como rupturas na crosta terrestre, com a intensidade de abalo em qualquer localidade dependente não apenas das condições do solo local, mas também da força ou magnitude da ruptura, e de sua distância.

A primeira escala para medir magnitudes de terremotos foi desenvolvida por Charles F. Richter em 1935. Escalas subsequentes (veja escalas de magnitudes sísmicas ) mantiveram uma característica chave, onde cada unidade representa uma diferença de dez vezes na amplitude do tremor do solo e um diferença de - vezes na energia. As escalas subsequentes também são ajustadas para terem aproximadamente o mesmo valor numérico dentro dos limites da escala.

Embora a mídia de massa geralmente relate magnitudes de terremotos como "magnitude Richter" ou "escala Richter", a prática padrão da maioria das autoridades sismológicas é expressar a força de um terremoto na escala de magnitude do momento , que é baseada na energia real liberada por um terremoto.

Freqüência de ocorrência

Estima-se que cerca de 500.000 terremotos ocorram a cada ano, detectáveis ​​com instrumentação atual. Cerca de 100.000 deles podem ser sentidos. Pequenos terremotos ocorrem quase constantemente em todo o mundo em lugares como Califórnia e Alasca nos EUA, bem como em El Salvador, México, Guatemala, Chile, Peru, Indonésia, Filipinas, Irã, Paquistão, Açores em Portugal, Turquia, Nova Zelândia, Grécia, Itália, Índia, Nepal e Japão. Os terremotos maiores ocorrem com menos frequência, sendo a relação exponencial ; por exemplo, cerca de dez vezes mais terremotos maiores que magnitude 4 ocorrem em um determinado período de tempo do que terremotos maiores que magnitude 5. No Reino Unido (baixa sismicidade), por exemplo, foi calculado que as recorrências médias são: um terremoto de 3,7 a 4,6 a cada ano, um terremoto de 4,7 a 5,5 a cada 10 anos e um terremoto de 5,6 ou maior a cada 100 anos. Este é um exemplo da lei de Gutenberg-Richter .

O terremoto e tsunami de Messina ceifaram 200.000 vidas em 28 de dezembro de 1908, na Sicília e na Calábria .

O número de estações sísmicas aumentou de cerca de 350 em 1931 para muitos milhares hoje. Como resultado, muito mais terremotos são relatados do que no passado, mas isso se deve à grande melhoria na instrumentação, em vez de um aumento no número de terremotos. O United States Geological Survey estima que, desde 1900, houve uma média de 18 grandes terremotos (magnitude 7,0-7,9) e um grande terremoto (magnitude 8,0 ou maior) por ano, e que essa média tem sido relativamente estável. Nos últimos anos, o número de grandes terremotos por ano diminuiu, embora isso seja provavelmente uma flutuação estatística e não uma tendência sistemática. Estatísticas mais detalhadas sobre o tamanho e a frequência dos terremotos estão disponíveis no United States Geological Survey (USGS). Foi observado um aumento recente no número de grandes terremotos, o que pode ser explicado por um padrão cíclico de períodos de intensa atividade tectônica, intercalados com períodos mais longos de baixa intensidade. No entanto, registros precisos de terremotos só começaram no início de 1900, por isso é muito cedo para afirmar categoricamente que esse é o caso.

A maioria dos terremotos do mundo (90% e 81% dos maiores) ocorrem na zona em forma de ferradura de 40.000 quilômetros de extensão (25.000 milhas), chamada de cinturão sísmico circum-Pacífico, conhecido como Anel de Fogo do Pacífico . que na maior parte limita a Placa do Pacífico . Terremotos maciços também tendem a ocorrer ao longo de outros limites de placas, como ao longo das montanhas do Himalaia .

Com o rápido crescimento de megacidades como Cidade do México, Tóquio e Teerã em áreas de alto risco sísmico , alguns sismólogos alertam que um único terremoto pode matar até três milhões de pessoas.

Sismicidade induzida

Enquanto a maioria dos terremotos são causados ​​pelo movimento das placas tectônicas da Terra , a atividade humana também pode produzir terremotos. As atividades acima e abaixo do solo podem alterar as tensões e tensões na crosta, incluindo a construção de reservatórios, a extração de recursos como carvão ou petróleo e a injeção de fluidos no subsolo para descarte de resíduos ou fraturamento hidráulico . A maioria desses terremotos tem pequenas magnitudes. Acredita-se que o terremoto de magnitude 5,7 em Oklahoma em 2011 tenha sido causado pelo descarte de águas residuais da produção de petróleo em poços de injeção , e estudos apontam para a indústria de petróleo do estado como a causa de outros terremotos no século passado. Um artigo da Universidade de Columbia sugeriu que o terremoto de Sichuan de magnitude 8,0 em 2008 foi induzido pelo carregamento da barragem de Zipingpu , embora a ligação não tenha sido provada de forma conclusiva.

Medindo e localizando terremotos

As escalas instrumentais usadas para descrever o tamanho de um terremoto começaram com a escala de magnitude Richter na década de 1930. É uma medida relativamente simples da amplitude de um evento, e seu uso tornou-se mínimo no século XXI. As ondas sísmicas viajam pelo interior da Terra e podem ser registradas por sismógrafos a grandes distâncias. A magnitude da onda de superfície foi desenvolvida na década de 1950 como um meio de medir terremotos remotos e melhorar a precisão de eventos maiores. A escala de magnitude do momento não apenas mede a amplitude do choque, mas também leva em consideração o momento sísmico (área total de ruptura, deslizamento médio da falha e rigidez da rocha). A escala de intensidade sísmica da Agência Meteorológica do Japão , a escala Medvedev-Sponheuer-Karnik e a escala de intensidade Mercalli são baseadas nos efeitos observados e estão relacionadas à intensidade do tremor.

Cada tremor produz diferentes tipos de ondas sísmicas, que viajam através da rocha com diferentes velocidades:

A velocidade de propagação das ondas sísmicas através da rocha sólida varia de aprox. 3 km/s (1,9 mi/s) até 13 km/s (8,1 mi/s), dependendo da densidade e elasticidade do meio. No interior da Terra, as ondas de choque ou P viajam muito mais rápido do que as ondas S (relação aprox. 1,7:1). As diferenças no tempo de viagem do epicentro ao observatório são uma medida da distância e podem ser usadas para criar imagens de fontes de terremotos e estruturas dentro da Terra. Além disso, a profundidade do hipocentro pode ser calculada aproximadamente.

Na crosta superior, as ondas P viajam na faixa de 2 a 3 km (1,2 a 1,9 mi) por segundo (ou menos) em solos e sedimentos não consolidados, aumentando para 3 a 6 km (1,9 a 3,7 mi) por segundo em sólidos Rocha. Na crosta inferior, eles viajam a cerca de 6 a 7 km (3,7 a 4,3 milhas) por segundo; a velocidade aumenta dentro do manto profundo para cerca de 13 km (8,1 milhas) por segundo. A velocidade das ondas S varia de 2 a 3 km (1,2 a 1,9 mi) por segundo em sedimentos leves e 4 a 5 km (2,5 a 3,1 mi) por segundo na crosta terrestre até 7 km (4,3 mi) por segundo no manto profundo. Como consequência, as primeiras ondas de um terremoto distante chegam a um observatório através do manto da Terra.

Em média, a distância de quilômetros até o terremoto é o número de segundos entre os tempos das ondas P e S 8 . Pequenos desvios são causados ​​por falta de homogeneidade da estrutura do subsolo. Por tais análises de sismogramas, o núcleo da Terra foi localizado em 1913 por Beno Gutenberg .

As ondas S e as ondas de superfície que chegam mais tarde causam a maior parte dos danos em comparação com as ondas P. As ondas P comprimem e expandem o material na mesma direção em que estão viajando, enquanto as ondas S sacodem o solo para cima e para baixo e para frente e para trás.

Os terremotos não são categorizados apenas por sua magnitude, mas também pelo local onde ocorrem. O mundo está dividido em 754 regiões Flinn–Engdahl (regiões FE), que são baseadas em limites políticos e geográficos, bem como na atividade sísmica. As zonas mais ativas são divididas em regiões FE menores, enquanto as zonas menos ativas pertencem a regiões FE maiores.

O relatório padrão de terremotos inclui sua magnitude , data e hora de ocorrência, coordenadas geográficas de seu epicentro , profundidade do epicentro, região geográfica, distâncias a centros populacionais, incerteza de localização, vários parâmetros incluídos nos relatórios de terremotos do USGS (número de estações que relatam , número de observações etc.) e um ID de evento exclusivo.

Embora ondas sísmicas relativamente lentas tenham sido tradicionalmente usadas para detectar terremotos, os cientistas perceberam em 2016 que as medições gravitacionais poderiam fornecer detecção instantânea de terremotos e confirmaram isso analisando os registros gravitacionais associados ao terremoto de Tohoku-Oki ("Fukushima") em 2011.

Efeitos dos terremotos

Gravura em cobre de 1755 representando Lisboa em ruínas e em chamas após o terremoto de 1755 em Lisboa , que matou cerca de 60.000 pessoas. Um tsunami oprime os navios no porto.

Os efeitos dos terremotos incluem, mas não estão limitados ao seguinte:

Agitação e ruptura do solo

Edifícios danificados em Port-au-Prince , Haiti , janeiro de 2010.

O abalo e a ruptura do solo são os principais efeitos criados pelos sismos, resultando principalmente em danos mais ou menos graves em edifícios e outras estruturas rígidas. A gravidade dos efeitos locais depende da combinação complexa da magnitude do terremoto , da distância do epicentro e das condições geológicas e geomorfológicas locais, que podem amplificar ou reduzir a propagação das ondas . O tremor do solo é medido pela aceleração do solo .

Características geológicas, geomorfológicas e geoestruturais locais específicas podem induzir altos níveis de tremores na superfície do solo, mesmo em terremotos de baixa intensidade. Este efeito é chamado de amplificação local ou local. Deve-se principalmente à transferência do movimento sísmico de solos duros profundos para solos superficiais moles e aos efeitos da focalização da energia sísmica devido à configuração geométrica típica dos depósitos.

A ruptura do solo é uma ruptura e deslocamento visível da superfície da Terra ao longo do traço da falha, que pode ser da ordem de vários metros no caso de grandes terremotos. A ruptura do solo é um grande risco para grandes estruturas de engenharia, como barragens , pontes e usinas nucleares e requer um mapeamento cuidadoso das falhas existentes para identificar quaisquer falhas que possam quebrar a superfície do solo durante a vida útil da estrutura.

liquefação do solo

A liquefação do solo ocorre quando, por causa da agitação, o material granular saturado de água (como areia) perde temporariamente sua força e se transforma de sólido em líquido. A liquefação do solo pode fazer com que estruturas rígidas, como edifícios e pontes, inclinem ou afundem nos depósitos liquefeitos. Por exemplo, no terremoto de 1964 no Alasca , a liquefação do solo fez com que muitos edifícios afundassem no solo, eventualmente desmoronando sobre si mesmos.

Impactos humanos

Ruínas da Torre Għajn Ħadid , que desabou em um terremoto em 1856

Um terremoto pode causar ferimentos e perda de vidas, danos em estradas e pontes, danos gerais à propriedade e colapso ou desestabilização (potencialmente levando a um colapso futuro) de edifícios. As consequências podem trazer doenças, falta de necessidades básicas, consequências mentais como ataques de pânico, depressão para os sobreviventes e prêmios de seguro mais altos.

Deslizamentos de terra

Os terremotos podem produzir instabilidade de encostas levando a deslizamentos de terra, um grande risco geológico. O perigo de deslizamento de terra pode persistir enquanto o pessoal de emergência está tentando um resgate.

Incêndios

Os terremotos podem causar incêndios ao danificar as linhas de energia elétrica ou de gás. No caso de ruptura da rede de água e perda de pressão, também pode ser difícil impedir a propagação de um incêndio depois de iniciado. Por exemplo, mais mortes no terremoto de 1906 em São Francisco foram causadas pelo fogo do que pelo próprio terremoto.

Tsunami

O tsunami do terremoto de 2004 no Oceano Índico

Tsunamis são ondas marítimas de longo comprimento de onda e período longo, produzidas pelo movimento súbito ou abrupto de grandes volumes de água, inclusive quando ocorre um terremoto no mar . Em mar aberto, a distância entre as cristas das ondas pode ultrapassar 100 quilômetros (62 mi), e os períodos das ondas podem variar de cinco minutos a uma hora. Esses tsunamis viajam de 600 a 800 quilômetros por hora (373 a 497 milhas por hora), dependendo da profundidade da água. Grandes ondas produzidas por um terremoto ou um deslizamento de terra submarino podem invadir áreas costeiras próximas em questão de minutos. Tsunamis também podem viajar milhares de quilômetros em mar aberto e causar destruição em costas distantes horas após o terremoto que os gerou.

Normalmente, terremotos de subducção de magnitude 7,5 não causam tsunamis, embora alguns casos tenham sido registrados. A maioria dos tsunamis destrutivos são causados ​​por terremotos de magnitude 7,5 ou mais.

Inundações

As inundações podem ser efeitos secundários de terremotos, se as barragens forem danificadas. Terremotos podem causar deslizamentos de terra para barrar rios, que colapsam e causam inundações.

O terreno abaixo do Lago Sarez, no Tajiquistão, corre o risco de inundações catastróficas se a barragem de deslizamento de terra formada pelo terremoto, conhecida como Barragem de Usoi , falhar durante um terremoto futuro. As projeções de impacto sugerem que a inundação pode afetar cerca de 5 milhões de pessoas.

Grandes terremotos

Terremotos (M6.0+) desde 1900 até 2017
Terremotos de magnitude 8,0 e maiores de 1900 a 2018. Os volumes 3D aparentes das bolhas são linearmente proporcionais às suas respectivas fatalidades.

Um dos terremotos mais devastadores da história registrada foi o terremoto de 1556 Shaanxi , que ocorreu em 23 de janeiro de 1556 em Shaanxi , China. Mais de 830.000 pessoas morreram. A maioria das casas na área eram yaodongs — moradias esculpidas nas encostas de loess — e muitas vítimas foram mortas quando essas estruturas desmoronaram. O terremoto de Tangshan em 1976 , que matou entre 240.000 e 655.000 pessoas, foi o mais mortal do século 20.

O terremoto chileno de 1960 é o maior terremoto já medido em um sismógrafo, atingindo magnitude 9,5 em 22 de maio de 1960. Seu epicentro foi perto de Cañete, Chile. A energia liberada foi aproximadamente o dobro do próximo terremoto mais poderoso, o terremoto da Sexta-feira Santa (27 de março de 1964), que foi centrado em Prince William Sound , Alasca. Os dez maiores terremotos registrados foram todos terremotos de megaimpulso ; no entanto, desses dez, apenas o terremoto de 2004 no Oceano Índico é simultaneamente um dos terremotos mais mortais da história.

Os terremotos que causaram a maior perda de vidas, embora poderosos, foram mortais devido à proximidade de áreas densamente povoadas ou do oceano, onde os terremotos geralmente criam tsunamis que podem devastar comunidades a milhares de quilômetros de distância. As regiões com maior risco de grande perda de vidas incluem aquelas onde os terremotos são relativamente raros, mas poderosos, e regiões pobres com códigos de construção sísmicos frouxos, não aplicados ou inexistentes.

Predição

A previsão de terremotos é um ramo da ciência da sismologia preocupado com a especificação do tempo, localização e magnitude de futuros terremotos dentro dos limites estabelecidos. Muitos métodos foram desenvolvidos para prever a hora e o local em que os terremotos ocorrerão. Apesar de consideráveis ​​esforços de pesquisa por sismólogos , previsões cientificamente reproduzíveis ainda não podem ser feitas para um dia ou mês específico.

Previsão

Embora a previsão seja geralmente considerada um tipo de previsão , a previsão de terremotos é muitas vezes diferenciada da previsão de terremotos . A previsão de terremotos está preocupada com a avaliação probabilística do risco geral de terremotos, incluindo a frequência e magnitude de terremotos prejudiciais em uma determinada área ao longo de anos ou décadas. Para falhas bem conhecidas, pode-se estimar a probabilidade de um segmento romper nas próximas décadas.

Foram desenvolvidos sistemas de alerta de terremoto que podem fornecer notificação regional de um terremoto em andamento, mas antes que a superfície do solo comece a se mover, potencialmente permitindo que as pessoas dentro do alcance do sistema busquem abrigo antes que o impacto do terremoto seja sentido.

Preparação

O objetivo da engenharia sísmica é prever o impacto de terremotos em edifícios e outras estruturas e projetar essas estruturas para minimizar o risco de danos. As estruturas existentes podem ser modificadas por retrofit sísmico para melhorar sua resistência a terremotos. O seguro contra terremotos pode fornecer aos proprietários de edifícios proteção financeira contra perdas resultantes de terremotos. Estratégias de gerenciamento de emergências podem ser empregadas por um governo ou organização para mitigar riscos e se preparar para as consequências.

A inteligência artificial pode ajudar a avaliar edifícios e planejar operações de precaução: o sistema especialista Igor faz parte de um laboratório móvel que apoia os procedimentos que levam à avaliação sísmica de edifícios de alvenaria e ao planejamento de operações de retrofit neles. Foi aplicado com sucesso para avaliar edifícios em Lisboa , Rodes , Nápoles .

Os indivíduos também podem tomar medidas de preparação, como proteger aquecedores de água e itens pesados ​​que possam ferir alguém, localizar desligamentos para serviços públicos e ser instruídos sobre o que fazer quando o tremor começar. Para áreas próximas a grandes massas de água, a preparação para terremotos abrange a possibilidade de um tsunami causado por um grande terremoto.

Visualizações históricas

Uma imagem de um livro de 1557 retratando um terremoto na Itália no século 4 aC

Desde a vida do filósofo grego Anaxágoras no século 5 aC até o século 14 dC, os terremotos eram geralmente atribuídos ao "ar (vapores) nas cavidades da Terra". Tales de Mileto (625-547 aC) foi a única pessoa documentada que acreditava que os terremotos eram causados ​​pela tensão entre a terra e a água. Outras teorias existiam, incluindo as crenças do filósofo grego Anaxamines (585-526 aC) de que episódios curtos de secura e umidade causavam atividade sísmica. O filósofo grego Demócrito (460-371 aC) culpou a água em geral pelos terremotos. Plínio, o Velho , chamou os terremotos de "tempestades subterrâneas".

Estudos recentes

Em estudos recentes, os geólogos afirmam que o aquecimento global é uma das razões para o aumento da atividade sísmica. De acordo com esses estudos, o derretimento das geleiras e o aumento do nível do mar perturbam o equilíbrio de pressão nas placas tectônicas da Terra, causando um aumento na frequência e intensidade dos terremotos.

Na cultura

Mitologia e religião

Na mitologia nórdica , os terremotos eram explicados como a luta violenta do deus Loki . Quando Loki, deus do mal e do conflito, assassinou Baldr , deus da beleza e da luz, ele foi punido sendo preso em uma caverna com uma serpente venenosa colocada acima de sua cabeça pingando veneno. A esposa de Loki, Sigyn , ficou ao lado dele com uma tigela para pegar o veneno, mas sempre que ela tinha que esvaziar a tigela, o veneno pingava no rosto de Loki, forçando-o a sacudir a cabeça e se debater contra suas amarras, o que fazia a terra tremer.

Na mitologia grega , Poseidon era a causa e deus dos terremotos. Quando estava de mau humor, batia no chão com um tridente , causando terremotos e outras calamidades. Ele também usou terremotos para punir e infligir medo às pessoas como vingança.

Na mitologia japonesa , Namazu (鯰) é um peixe- gato gigante que causa terremotos. Namazu vive na lama sob a terra e é guardado pelo deus Kashima , que prende o peixe com uma pedra. Quando Kashima baixa a guarda, Namazu se debate, causando violentos terremotos.

Na cultura popular

Na cultura popular moderna, a representação dos terremotos é moldada pela memória das grandes cidades devastadas, como Kobe em 1995 ou São Francisco em 1906 . Terremotos fictícios tendem a ocorrer de repente e sem aviso prévio. Por esta razão, as histórias sobre terremotos geralmente começam com o desastre e se concentram em suas consequências imediatas, como em Short Walk to Daylight (1972), The Ragged Edge (1968) ou Aftershock: Earthquake in New York (1999). Um exemplo notável é a novela clássica de Heinrich von Kleist, The Earthquake in Chile , que descreve a destruição de Santiago em 1647. A coleção de contos de Haruki Murakami , After the Quake , retrata as consequências do terremoto de Kobe de 1995.

O terremoto mais popular na ficção é o hipotético "Big One" esperado da falha de San Andreas na Califórnia algum dia, conforme descrito nos romances Richter 10 (1996), Goodbye California (1977), 2012 (2009) e San Andreas (2015) entre outros trabalhos. O conto amplamente antologizado de Jacob M. Appel, A Comparative Sismology , apresenta um vigarista que convence uma mulher idosa de que um terremoto apocalíptico é iminente.

As representações contemporâneas de terremotos no cinema são variáveis ​​na maneira como refletem as reações psicológicas humanas ao trauma real que pode ser causado às famílias diretamente atingidas e seus entes queridos. A pesquisa de resposta à saúde mental em desastres enfatiza a necessidade de estar ciente dos diferentes papéis da perda de familiares e membros-chave da comunidade, perda de casa e ambiente familiar, perda de suprimentos e serviços essenciais para manter a sobrevivência. Particularmente para as crianças, a clara disponibilidade de adultos cuidadores que são capazes de protegê-las, nutri-las e vesti-las após o terremoto, e ajudá-las a entender o que aconteceu com elas, mostrou-se ainda mais importante para sua vida emocional e física. saúde do que a simples doação de provisões. Como foi observado após outros desastres envolvendo destruição e perda de vidas e suas representações na mídia, recentemente observados no terremoto de 2010 no Haiti , também é importante não patologizar as reações à perda e deslocamento ou interrupção da administração e serviços governamentais, mas sim validar essas reações, para apoiar a resolução construtiva de problemas e a reflexão sobre como se pode melhorar as condições das pessoas afetadas.

Veja também

Referências

Fontes

links externos