1) O documento discute terremotos e como eles ocorrem devido à acumulação e liberação repentina de tensões nas rochas da crosta terrestre. 2) Quando a tensão excede a resistência das rochas, há uma ruptura ao longo de falhas que causa o terremoto e libera a energia acumulada. 3) Diferentes tipos de ondas sísmicas - P, S e de superfície - se propagam a partir do foco do terremoto e podem ser usadas para localizar o epicentro.

1. TE R R E M OTOS
*
* 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

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

3. Terremoto
s
• 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).

4. Rebote Elástico
• Tensão acumula-se nas rochas
até ultrapassar a resistência da
rocha
• Deformação elástica ocorre nas
rochas entre terremotos.

5. TENSÃO ACUMULA-SE ATÉ EXCEDER A RESISTÊNCIA
1- Os terremotos
são o resultado
2- A tensão acumula-se
da tensão
gradualmente à medida
acumulada ao
longo do tempo. 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.
Resistência local da rocha
Tensão
Terremotos
Tempo
5- O processo
repete-se várias
vezes.
Fig. 19.1

6. Tensão
INSTANTE 3
Um pouco antes da próxima ruptura uma nova cerca é construída na terra já deformada. Quando o esforço excede a resistência 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 4
A 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.
Tensão
INSTANTE 2
Nos 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 pedra
Falha transcorrente
Tempo
Tempo
Tempo
A deformação das
Rochas aumenta
progressivamente
Quantidade de
deslocamento
Tensão
INSTANTE 1
Um fazendeiro constrói um
muro de pedras atravessando
uma falha dextral pouco anos
após a última ruptura
Tensão
AS ROCHAS DEFORMAM-SE ELASTICAMENTE E,
ENTÃO, RETORNAM AO ESTADO NÃO DEFORMADO
DURANTE A RUPTURA EM UM TEREMOTO
Foco
Epicentro
Tempo
Fig. 19.1

7. A RESISTÊNCIA ROCHOSA E AS FORÇAS DE TENSÃO VARIAM
Por haver muitas
variáveis em cada
sítio potencial de
terremoto ...
... a tensão pode-se acumular
mais rapidamente ...
Resistência local
da rocha
Tensão
Terremotos
Tempo
... ou menos
rapidamente ...
... e a resistência da
rocha pode variar
com o tempo, causando terremotos
em tempo e magnitude variáveis.
Fig. 19.1

8. Temp
o
Foco
5 segundos
A 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 segundos
A 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
Tensão
Tensão
Fissuras
ao longo
da falha na
superfície
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).
Temp
o
Temp
o
20 segundos
A ruptura progrediu ao longo de toda a extensão da
falha. A falha atinge o seu deslocamento máximo e
o terremoto cessa.
Tensão
Tensão
0 segundo
A ruptura expande-se circularmente no
plano de falha, propagando-se ondas em
todas as direções
Temp
o
Fig. 19.1

9. Tensão
0 segundo
A ruptura expande-se circularmente no plano
de falha, propagando ondas sísmicas em todas
as direções.
Tempo
Foco
Fig. 19.1

10. 5 segundos
A 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
Tensão
longo da falha
na superfície
Tempo
Fig. 19.1

11. 10 segundos
A 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.
Tensão
A fissura da
falha propaga-se
Tempo
Fig. 19.1

12. Tensão
20 segundos
A ruptura progrediu ao longo de toda a extensão
da falha. A falha atinge o seu deslocamento
máximo e o terremoto cessa.
Tempo
Fig. 19.1

13. 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

14. Antes do terremoto
Abalos
precursores
Foco do futuro
grande terremoto
Depois do terremoto
Abalos secundários
Foco do recente
grande terremoto
Fig. 19.3

15. Termos relacionados a Terremotos
foco: sítio da ruptura inicial
epicentro: ponto na superfície
acima do foco

16. Sismologia
• 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).

17. Sismógrafo
• aparelho usado para registrar
movimentos da Terra.
• fonte das “linhas sinuosas” que
documentam terremotos e outros
eventos sísmicos.

18. (a) Sismógrafo desenhado para detectar movimentos verticais
Mola
Peso
A Terra
move
cima
para
Caneta
reA
gitradora Terra
move para
baixo
(b) Sismógrafo desenhado para detectar movimentos horizontais
A Terra move para esquerda
A Terra move para direita
Peso
Eixo
Peso
Fig. 19.4

19. Sismógrafo desenhado para detectar movimentos
verticais
1 – O peso é fixado em relação à Terra
com certa folga (por uma mola) ...
Mola
Peso
O chão
move
para
cima
Caneta regitradora
O chão
move para
baixo
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.
Fig. 19.4

20. Sismógrafo desenhado para detectar movimentos horizontais
(L-W ou N-S)
A Terra move para
esquerda
A Terra move para
direita
Peso
Eixo
Fig. 19.4

21. Os três tipos diferentes de ondas sísmicas movem-se a
diferentes velocidades
Foco
Minutos
Manto
Núcleo
Sismógrafo
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

22. Ondas Sísmicas
• ondas começam por causa de uma
inicial distensão ou compressão na
rocha.
• instrumentos usados para medir
essas ondas são chamados
sismógrafos

23. 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

24. P – movimento da onda primárias e compressionais
Onda
compressional
As 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

25. S – movimento da ondas secundárias e cisalhantes
Crista da onda de
cisalhamento
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.
Fig. 19.5
As áreas partículas são empurradas para cima e para baixo com a
onda S, em direção perpendicular ao deslocamento da onda

26. Superficial – movimento da onda
A superfície do chão
move-se verticalmente
num movimento elíptico
ondulante que se extingue à medida em que a
profundidade aumenta.
Direção da Onda
A superfície do chão
move-se lateralmente,
sem movimento
vertical.
Direção da Onda
Fig. 19.5

27. Localizando 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.

28. Leituras em diferentes estações sismográficas
revelam a localização do epicentro do terremoto
Sismógrafo
Sismógrafo
Epicentro
Foco
Sismógrafo
1 - As ondas sísmicas propagam-se
concentricamente a
partir do foco e
atingem diferentes
estações sismográficas em diferentes
instantes.
Fig. 19.6

29. Tempo percorrido depois do início do terremoto (min)
Leituras em diferentes estações sismográficas
revelam a localização do epicentro do terremoto
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 espaçamento 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.
Distância percorrida do epicentro do terremoto (km)
Fig. 19.6

30. 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 deslocamentotempo entorno de cada
estação sismográfica, ...
5- ... o ponto onde os
círculos se interceptam será
a localização do epicentro
do terremoto..
Fig. 19.6

31. 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

32. Medindo a Força dos Terremotos
•
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

33. Escala 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

34. Um geólogo mede a
amplitude da maior onda
sísmica (23mm) ...
100
Intervalo entre as
ondas P e S (s)
Distância (km)
intervalo entre as ondas - 24
segundos
Magnitude
de Richter.
Fig. 19.7
... 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 dessas duas medidas nestes gráficos
e conectando os pontos, o geólogo determina a magnitude Richter
do terremoto (5.0).

35. Liberação de energia
(equivalente em quilogramas de explosivo)
Magnitude
Terremotos
Energia equivalente
Erupção da ilha de Krakatoa
Maior teste nuclear do mundo (ex-URSS)
Erupção vulcânica do Monte Santa Helena
Bomba atômica de Hiroshima
Média dos tornados
Grande raio
Atentado à bomba em
Oklahomamoderado
Raio
Número de terremotos por ano (no mundo todo)
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)
Fig. 19.8
Pontos – Terremotos e distintos eventos

36. Quadro 19.1
Escala de intensidade de Mercalli modificada
Nível de
Intensidade
Descrição
I
Não é percebido, exceto por poucas pessoas em condições especialmente
favoráveis.
II
Percebido por algumas poucas pessoas em repouso, especialmente nos andares
mais altos dos prédios. Objetos delicadamente suspensos podem oscilar.
III
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.
IV
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.
V
Percebido por quase todos, muitos acordam. Algumas louças e janelas quebram.
Objetos instáveis caem. Relógios com pêndulo podem parar.
VI
Sentido por todos, muitos se assustam. Alguns móveis pesados movem-se. Em
alguns casos, pedaços de reboco se desprendem. Danos leves.

37. Quadro 19.1
Escala de intensidade de Mercalli modificada
Nível de
Intensidade
Descrição
VII
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.
VIII
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.
IX
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.
X
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.
XI
Poucas estruturas de alvenaria permanecem em pé. Pontes caem. Trilhos ficam
muito curvados.
XII
Destruição total. Linhas de visão e de prumo são distorcidas. Objetos são
arremessados no ar.

38. Intensidades de
Mercalli associadas
ao terremoto de 1881
em New Madrid,
Missouri de escala
entorno 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

39. Principais Tipos de Movimentos de Falhas
Iniciadores de Terremotos
(b) Falha Normal
(a)
Linha de Falha
Forças de
Tensão
(c) Falha de Empurrão (d) Falha Transcorrente
Forças de
Compressão
Forças de Cisalhamento
Mergulho
Fig. 19.10

40. Situação antes da Ocorrência do Movimento
Linha de falha
M er gu l ho
Fig. 19.10

41. Falha Normal
Forças de
Tensão
Fig. 19.10

42. Falha de Empurrão
Forças de
Compressão
Fig. 19.10

43. Falha Transcorrente Forças de Cisalhamento
Fig. 19.10

44. Determinando o Tipo de
Terremoto a partir dos Dados
Sísmicos
Movimentos de Falha de diferentes
tipos (normal, de empurrão,
transcorrente) produzirão ondas
sísmicas com características
distintas

45. Estações
sismográficas
Primeiro movimento
(empurrão a partir
do epicentro)
Primeiro movimento
(puxão a partir
do epicentro)
Primeiro movimento
(empurrão a partir
do epicentro)
Falha
O primeiro movimento das ondas p atinginPrimeiro movimento
do estações sismográficas é usado para (puxão a partir
a orientação do plano de falha e a direção do epicentro)
do deslizamento. O caso mostrado aqui é
para a ruptura de uma falha transcorrente
dextral (à direita).
Fig. 19.11

46. 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 .

47. Sismicidade no mundo de 1976 a 2002
em diferentes profundidades de foco
Profundidad
e
≤ 50 km (foco raso)
50-300 (foco intermediário)
> 300 km (foco profundo)
Fig. 19.12

48. (a) Dorsal mesoceânica (divergência)
Falhamento normal
Falha transformante
(cisalhamento lateral)
Vale em rifte
(divergência)
(b) Fossa oceânica (convergência)
Litosfera
Litosfera
Astenosfera
Astenosfera
Fig. 19.13

49. Dorsal mesoceânica (divergência)
Falhamento normal
Falha transformante
(cisalhamento lateral)
Vale em rifte
(divergência)
Litosfera
Astenosfera
Os terremotos rasos coincidem com o falhamento
normal, em limites divergentes, e como o
falhamento transcorrente, em falhas transformantes.
Fig. 19.13

50. Fossa oceânica (convergência)
Litosfera
Astenosfera
Os grandes terremotos rasos
Fig. 19.13
Os terremotos de foco
ocorrem principalmente em
intermediário ocorrem
falhas de empurrão, em
Os terremotos de
na placa
limites de placas.
foco profundo
descendente.
Fig. placa
ocorrem na 19.13

51. Na planície de Carrizo, na Califórnia
Central, a Falha de Santo André é paralela ao movimento relativo entre a placa
Falha de Santo André Montanhas de São Gabriel do pacífico e a placa norte-americana e o
falhamento é transcorrente dextral
Traços de falhas do Sul da Califórnia
Placa Norte
Americana
Placa do
Pacífico
Los Angeles
Movimento da Placa
pacífica em relação ao
movimento da Placa
Norte Americana
Fig. 19.14
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.
Fig. 19.14
Essa convergência eleva as montanhas de São
Gabriel

52. Terremotos do Sul da Califórnia (Julho 1970 – Junho 1995
Northridge,1994
Magnitude, 69
São Fernando, 1971 Landers 1992
Magnitude, 69
Magnitude, 69
Legenda
Julho 1970 – Junho 1995
Fig. 19.14

53. Quadro 19.2
Terremotos recentes de interesse especial
Evento
Mag
nitude
Efeitos geológicos
Destruição
Loma Prieta,
Califórnia
Outubro de 1989
7,1
Intensidade máxima em partes de Oakland e São
Francisco; deslizamentos de terra;
liquefação do solo;
pequeno tsunami em Monterey
60 mortos;
3.757 feridos;
danos de 7 bilhões de dólares
Landers, Califórnia
Junho de 1992
7,3
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
1 morto;
400 feridos;
danos substanciais
Northridge,
Califórnia
Janeiro de 1994
6,9
Soerguimento máximo de 15 cm nas Montanhas de Santa
Susana; muitos deslizamentos de rochas;
rachaduras no chão
liquefação do solo.
58 mortos;
7.000 feridos;
20.000 desabrigados
danos de 20 bilhões de dólares
Norte da Bolívia
Junho de 1994
8,2
A 637 km de profundidade; o mais profundo registrado;
primeiro terremoto na América do sul que foi sentido na
América do Norte, inclusive Canadá
Muitas pessoas mortas.
Kobe, Japão
Janeiro de 1995
6,9
Falhamento da superfície por 9 km com deslocamento
horizontal de 1,2 a 1,5 m
liquefação do solo.
5502 mortos;
36.896 feridos;
310 mil desabrigados
danos sérios

54. Quadro 19.2
Evento
Terremotos recentes de interesse especial
Magnitude
Efeitos geológicos
Destruição
Norte do Irã
Maio-junho de
1997
7,3
Rara seqüência de grandes terremotos
deslizamentos.
1567 mortos;
2.300 feridos;
50 mil desabrigados
grandes estragos.
Papua – Nova
Guiné
Julho 1998
7,0
Tsumani de 7 m
3000 mortos;
diversos vilarejos destruídos.
Izmit, Turquia
Agosto de 1999
7,4
O sétimo de uma série desde de 1939
migração à Oeste ao longo da falha transcorrente no N da
Anatólia;
deslocamento dextral máximo de 5m
15.000 mortos
dezenas de desaparecidos
Gujarat, Índia
Janeiro de 2001
8,0
Terremoto intraplaca sem ruptura superficial
20.000 mortos
Denali, Alasca
Dezembro de
2002
7,9
Maior terremoto do continente norte-americano desde
1906;
múltiplos eventos com 400 km de superfície abalada;
extensos deslizamentos
Muito pequena em áreas
selvagens remotas;
o oleoduto Trans-Alasca não
rompeu porque foi
especialmente projetado para
cruzar a falha de Denali

55. Estragos 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.

56. Estragos devido aos terremotos
4. 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

57. 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
Fig.
construídas de acordo com estritos códigos para resistência dos terremotos. 19.15

58. Via expressa elevada
em Kobe, Japão
revirada durante o
terremoto de 1995.
Fig. 19.16

59. Origem da
avalanche
As cidades montanhosaas
de Yungay e Ranrahirca,
Peru, foram soterradas um
deslizamento, desencadeado
durante o terremoto de
magnitude 8, em 1970.
Fig. 19.17

60. Geração de tsunâmis
Falha inversa
 O movimento do assoalho
Fig. 19.18
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 quando as ondas acumulam-se

61. Simulação em computador de um tsunami causado
por um terremoto de magnitude 7,7 nas Ilhas Aleutas
Epicentro
Fig. 19.18
 A onda principal do atinge
as Ilhas do Havaí cerca de 4h
30 min após o terremoto

62. Perigo & 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.

63. Perigo Potencial de Terremotos, USA
Perigo mais alto
Estados Unidos Continental
Perigo mais baixo
Fig. 19.19

64. Mapa de Risco Sísmico, USA
Maiores
prejuízos
esperados
Menores
prejuízos
esperados
Estados Unidos Continental
Fig. 19.20

65. Perigo Potencial de Terremotos em Todo
Mundo
Perigo
sísmico
mais alto
Perigo
sísmico
mais baixo
Fig. 19.21

66. Redução de riscos em terremotos
1. Caracterização do perigo sísmico
aumento do conhecimento sobre falhas
2. Políticas de uso do solo
restrição do ocupação em áreas sísmicas
3. 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..

67. Barreira contra tsunâmis na cidade de Taro, Japão

68. 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

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

70. Predição 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.

71. Sismicidade 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.

75. Sismos e Barragens
• A sobrecarga da massa de água e
o aumento da pressão nos poros e
fraturaa da rocha dispara a
liberação de tensões préexistentes. (ver figura 19.1)
• Todas as grandes barragens
operam sismográfos.

79. Estrutura 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.

80. Comportamento 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.

81. Raios
incidentes
Raio refratado
Raios refletidos
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 superfície da água e incide na
mesa. O outro atravessa a superfície da água
e refrata ao encontrar
o ar.

82. 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

83. 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.

84. 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).