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EARTH EXPLAINED · GUIA DA AULA

Terremotos 201

Por dentro de um terremoto

Vídeo 12:16Nível Do 9º ao 12º ano · Introdução à sismologia universitáriaPadrões HS-ESS2-1, HS-ESS2-3, HS-ESS3-1, HS-ESS3-2, HS-PS4-1
Idioma Português

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Como uma falha se carrega e se rompe, como os cientistas leem as ondas de um terremoto, como um terremoto leva ao seguinte e o que essas ondas revelam nas profundezas do planeta?

Em junho de 1929, um forte terremoto sacudiu a Ilha do Sul da Nova Zelândia, e ondas fracas chegaram a estações na Rússia, em uma zona onde, segundo todas as teorias da época, o núcleo da Terra deveria tê-las impedido de chegar. Em 1936, a sismóloga dinamarquesa Inge Lehmann as explicou: dentro do núcleo líquido tinha de haver um segundo núcleo, um núcleo interno, onde as ondas viajam mais rápido. Esta lição avançada acompanha um terremoto do começo ao fim, em cinco passos. Como uma falha se carrega: as placas continuam se movendo enquanto a falha permanece travada, então a rocha ao lado dela se curva e acumula deformação (rebote elástico, Harry Fielding Reid, 1910); o GPS, os eventos de deslizamento lento e as trincheiras escavadas através das falhas mostram esse ciclo sísmico em ação. Como ela se rompe: a ruptura começa no hipocentro e se propaga, em geral, de 2 a 3 km por segundo, e a área que deslizou, o deslizamento e a rigidez da rocha dão o momento sísmico, sobre o qual se constrói a magnitude de momento. Como os cientistas leem as ondas: o atraso entre as ondas P e S dá a distância, o primeiro empurrão ou puxão em cada estação desenha a “bola de praia” que mostra como a falha se moveu, e satélites de radar mapeiam o movimento do chão. Como um terremoto leva ao seguinte: as leis de Gutenberg–Richter, de Omori e de Båth descrevem quantos terremotos e réplicas esperar; a transferência de tensão fez grandes terremotos avançarem para oeste ao longo da falha da Anatólia do Norte de 1939 a 1999; a injeção de águas residuais desencadeou terremotos em Oklahoma; e Parkfield, na Califórnia, mostrou por que as previsões dão probabilidades, nunca uma data. E o que as ondas revelam: a base da crosta (o Moho), um núcleo externo líquido e o núcleo interno sólido de Lehmann.

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Objetivos de aprendizagem Depois desta aula, os alunos serão capazes de:

  1. Descrever o ciclo sísmico e o rebote elástico, e explicar como as medições de GPS, o acoplamento e os eventos de deslizamento lento mostram uma falha se carregando entre terremotos.
  2. Explicar como as trincheiras escavadas através das falhas registram terremotos passados e como a datação de suas camadas mostra com que frequência uma falha se rompe.
  3. Descrever como uma ruptura começa no hipocentro e se propaga, relacionar seu comprimento e sua duração com o tamanho do terremoto, e calcular o momento sísmico (rigidez × área × deslizamento) e a magnitude de momento.
  4. Usar o tempo entre as ondas P e S para estimar a distância até um terremoto e explicar como várias estações juntas o localizam.
  5. Identificar falhas normais, inversas e transcorrentes, explicar como os primeiros movimentos nas estações (a “bola de praia”) revelam como uma falha se moveu e explicar por que a primeira magnitude divulgada para um grande terremoto pode ser baixa demais.
  6. Aplicar as leis de Gutenberg–Richter, de Omori e de Båth às contagens de terremotos e réplicas, e explicar a transferência de tensão, os terremotos induzidos e por que as previsões dão probabilidades em vez de datas.
  7. Explicar como as ondas sísmicas revelaram as camadas da Terra: o Moho, a sombra das ondas S e o núcleo externo líquido, e o núcleo interno de Inge Lehmann.

Antes de assistir

Vocabulário-chave ★ termos de aprofundamento para alunos mais velhos

Ciclo sísmico
A vida repetitiva de uma falha: ela fica travada e se carrega por décadas ou séculos enquanto as placas continuam se movendo, se rompe em um terremoto em questão de segundos a minutos, e então trava e começa a se carregar de novo.
Rebote elástico
A explicação que Harry Fielding Reid deu em 1910, a partir de levantamentos topográficos feitos antes e depois do terremoto de São Francisco de 1906: a rocha ao lado de uma falha travada se curva lentamente, acumulando deformação, e depois volta de repente quando a falha desliza.
Acoplamento
O grau em que uma falha está travada. Uma falha totalmente acoplada armazena quase todo o movimento das placas como deformação, ano após ano. O terremoto de 2011 ao largo do nordeste do Japão mostrou que as placas ali estavam travadas até a própria fossa.
Evento de deslizamento lento
Deslizamento em uma falha lento demais para causar um tremor que alguém sinta, durando de dias a semanas. Sob o norte do estado de Washington e o sudoeste da Colúmbia Britânica, parte do limite profundo entre as placas desliza cerca de uma polegada (alguns centímetros) aproximadamente a cada 14 meses; o GPS revelou esses eventos por volta de 2000.
Paleossismologia★
O estudo dos terremotos anteriores aos registros escritos, lidos em trincheiras escavadas através das falhas: camadas de solo rasgadas e deslocadas por terremotos passados, datadas para mostrar com que frequência uma falha se rompeu ao longo de milhares de anos (como em Pallett Creek, na falha de San Andreas).
Hipocentro e ruptura
O hipocentro é o ponto de uma falha onde um terremoto começa, onde a tensão vence o atrito primeiro. A ruptura é a quebra que se propaga dali pela falha, em geral de 2 a 3 km por segundo; algumas rupturas correm mais rápido que as ondas S que emitem.
Momento sísmico
O tamanho de um terremoto: a rigidez da rocha (o quanto ela é rígida) vezes a área da falha que deslizou vezes o deslizamento médio, M₀ = μAD, em newton-metros. A escala de magnitude moderna se baseia nele.
Magnitude de momento (Mw)
A escala de magnitude padrão, calculada a partir do momento sísmico (Hanks e Kanamori, 1979). Cada degrau inteiro significa cerca de 32 vezes mais energia liberada, e ela continua crescendo para os maiores terremotos.
Saturação da magnitude★
Quando um método rápido de magnitude para de crescer para terremotos muito grandes e, por isso, dá um valor baixo demais. O primeiro alerta de tsunami do Japão em 2011 usou uma magnitude de 7,9; a magnitude final foi 9,0.
Falhas normais, inversas e transcorrentes
As três principais maneiras como uma falha se rompe. Normal: a crosta é esticada e um bloco desce. Inversa: a crosta é comprimida e um bloco sobe por cima do outro. Transcorrente: os dois lados deslizam lateralmente um pelo outro.
Mecanismo focal (“bola de praia”)
Um símbolo que mostra como uma falha se moveu, desenhado conforme o primeiro movimento do chão em cada estação tenha sido um empurrão ou um puxão. Ele dá dois planos de falha possíveis; as réplicas ou a ruptura na superfície mostram qual deles deslizou.
InSAR★
Radar interferométrico de abertura sintética: a comparação de imagens de radar do chão feitas por um satélite antes e depois de um terremoto. Cada faixa de cor (franja) corresponde a alguns centímetros de movimento em direção ao satélite ou para longe dele, cerca de 2,8 cm para o radar comum de banda C.
Lei de Gutenberg–Richter
A cada degrau abaixo na magnitude, há cerca de dez vezes mais terremotos. No mundo todo, cerca de 1.500 terremotos de magnitude 5 a 5,9 acontecem em um ano médio, mas só cerca de um de magnitude 8 ou mais.
Lei de Omori
As réplicas diminuem de forma regular, como Omori descreveu no Japão em 1894: sua taxa cai aproximadamente como um dividido pelo tempo desde o tremor principal, então, dez dias depois dele, elas ocorrem com cerca de um décimo da frequência do primeiro dia.
Lei de Båth
A maior réplica é, em média, cerca de 1,2 unidade de magnitude menor que o tremor principal (Båth, 1965).
Transferência de tensão
Um terremoto desloca tensão, além de liberá-la: a rocha logo além das extremidades da falha rompida recebe mais carga, o que empurra o segmento seguinte para mais perto da ruptura.
Terremoto induzido
Um terremoto desencadeado por pessoas, por exemplo ao bombear grandes volumes de águas residuais para o fundo do subsolo, o que aumenta a pressão dentro de falhas antigas até que elas deslizem.
Moho
O limite entre a crosta e o manto, descoberto por Andrija Mohorovičić em 1909: a cerca de 35 km de profundidade sob os continentes e a cerca de 5 a 10 km sob os oceanos.
Zona de sombra
Onde as ondas diretas de um terremoto não chegam. As ondas S nunca aparecem a mais de cerca de 104° ao redor do globo a partir de um terremoto, porque não conseguem atravessar o núcleo externo líquido; as ondas P diretas estão ausentes de cerca de 104° a 140° e depois reaparecem.
Núcleo interno
O centro sólido de ferro e níquel da Terra, com cerca de 1.220 km de raio e cerca de 6.000 °C, mais ou menos tão quente quanto a superfície do Sol. Inge Lehmann o deduziu em 1936 a partir de ondas P fracas onde não deveria haver nenhuma; que ele é sólido foi demonstrado depois.

Capítulos Escolha um tempo para reproduzir a partir dele

0:00Introdução

Em junho de 1929, um forte terremoto sacudiu a Ilha do Sul da Nova Zelândia. Em Copenhague, a sismóloga Inge Lehmann estudou os registros que ele deixou em estações do mundo todo: ondas fracas tinham chegado a estações na Rússia, em uma zona onde, segundo todas as teorias da época, o núcleo da Terra deveria tê-las impedido de chegar. Em 1936, ela publicou sua resposta: bem no interior do núcleo líquido tinha de haver um segundo núcleo, um núcleo interno, onde as ondas viajam mais rápido, e ele tinha desviado essas ondas para dentro da zona proibida. A aula acompanha um terremoto do começo ao fim: como uma falha se carrega e se rompe, como os cientistas leem suas ondas, como um terremoto leva ao seguinte e o que as ondas revelam nas profundezas do planeta.

1:00A carga

As placas se deslocam alguns centímetros por ano, mas ao longo da maioria das falhas os dois lados ficam travados. A rocha próxima se curva como um trampolim sob um peso cada vez maior; Harry Fielding Reid demonstrou isso em 1910 com levantamentos topográficos feitos antes e depois do grande terremoto de São Francisco, e chamou isso de rebote elástico. Esse é o ciclo sísmico: carregar-se por décadas ou séculos, romper-se em segundos ou minutos, travar de novo. Na Califórnia, receptores de GPS ancorados no chão acompanham suas posições com precisão de uma fração de polegada (alguns milímetros), e, perto de uma falha travada, as estações mais próximas dela ficam para trás: o chão está se curvando. Acoplamento é o grau em que uma falha está travada; ao largo do nordeste do Japão, o terremoto de 2011 mostrou que as placas estavam travadas até a própria fossa, e em alguns pontos o fundo do mar se deslocou cerca de 50 m (mais de 150 pés). Sob o estado de Washington e a Colúmbia Britânica, eventos de deslizamento lento movem parte do limite profundo entre as placas cerca de uma polegada (alguns centímetros) ao longo de umas duas semanas, aproximadamente a cada 14 meses, sem nenhum tremor sentido, e cada um acrescenta carga à parte travada acima. Trincheiras escavadas através das falhas mostram camadas rasgadas e deslocadas por terremotos passados; datá-las mostra com que frequência uma falha se rompeu ao longo de milhares de anos.

3:20A ruptura

Um terremoto começa em um ponto, o hipocentro, onde a tensão vence o atrito primeiro, e a ruptura avança rapidamente pela falha, em geral de 2 a 3 km por segundo; algumas correm até mais rápido que as ondas S que emitem. Um terremoto moderado termina em poucos segundos; no terremoto de Sumatra de 2004, a ruptura foi rasgando rumo ao norte por cerca de 8 minutos, ao longo de mais de 1.300 km de falha. O tamanho de um terremoto, seu momento sísmico, é a área da falha que se rompeu vezes o quanto ela deslizou vezes a rigidez da rocha, e a escala de magnitude moderna se baseia nele; cada degrau inteiro significa cerca de 32 vezes mais energia liberada. A maioria dos terremotos começa a até cerca de 70 km da superfície, mas, onde uma placa mergulha sob outra, eles acompanham a placa que afunda até cerca de 700 km. Em 1994, um terremoto de magnitude 8,2, um dos maiores terremotos profundos já registrados, começou a cerca de 630 km abaixo da Bolívia e foi sentido até no Canadá.

4:44A leitura das ondas

As ondas P comprimem e esticam a rocha e são as mais rápidas; as ondas S a sacodem de um lado para o outro e chegam depois; as ondas superficiais são as mais lentas e causam boa parte dos danos. Para um terremoto próximo, cada segundo entre as chegadas das ondas P e S significa cerca de 8 km de distância, e centenas de estações juntas localizam o ponto em segundos. As falhas se rompem de três maneiras principais: normal (por estiramento), inversa (por compressão) e transcorrente (lateral). O primeiro movimento em cada estação, empurrão ou puxão, desenha uma “bola de praia” que mostra como a falha se moveu: no terremoto de magnitude 7,8 na Türkiye em fevereiro de 2023, uma ruptura transcorrente, com réplicas que a traçaram ao longo da falha da Anatólia Oriental. Determinar o tamanho leva mais tempo: em 2011, o primeiro alerta de tsunami do Japão, cerca de três minutos após o início, usou uma magnitude de 7,9, porque o método rápido atinge seu limite nos maiores terremotos; a estimativa foi elevada em etapas até 9,0. O número definitivo, a magnitude de momento, vem da área e do deslizamento da falha e não para de crescer nos maiores terremotos. Satélites de radar comparam imagens feitas antes e depois de um terremoto e desenham faixas de cor, cada uma com alguns centímetros de movimento do chão, que traçam a falha que se rompeu.

7:07Os terremotos conversam entre si

A cada degrau abaixo na magnitude há cerca de dez vezes mais terremotos: no mundo todo, mais de mil de magnitude 5 ou mais em um ano típico, mas só cerca de um de magnitude 8 ou mais (Gutenberg–Richter). As réplicas diminuem de forma regular, como se descobriu no Japão na década de 1890 (lei de Omori): dez dias depois do tremor principal, elas ocorrem com cerca de um décimo da frequência do primeiro dia, e cem dias depois, com cerca de um centésimo. A maior réplica é, em média, cerca de 1,2 unidade de magnitude menor que o tremor principal (lei de Båth), por isso os prédios danificados devem ficar vazios até serem inspecionados. Um terremoto também desloca tensão para a rocha além das extremidades da ruptura. Ao longo da falha da Anatólia do Norte, na Türkiye, grandes terremotos avançaram de leste a oeste a partir de 1939; um estudo dos dez maiores concluiu que nove tinham sido levados para mais perto da ruptura pelos anteriores, e em agosto de 1999 o avanço chegou a Izmit, perto de Istambul. As pessoas também podem destravar falhas: em Oklahoma, águas residuais bombeadas para o fundo do subsolo fizeram os terremotos de magnitude 3 ou mais passarem de cerca de dois por ano para mais de 900 em 2015, e o maior, de magnitude 5,8, perto de Pawnee em 2016, foi sentido em vários estados. As previsões dão probabilidades, nunca uma data: Parkfield, na Califórnia, teve seis terremotos moderados entre 1857 e 1966, aproximadamente um a cada 22 anos, mas o previsto para antes de 1993 veio em 2004. As previsões modernas combinam o ciclo, o registro das trincheiras e a transferência de tensão em probabilidades para cada falha ao longo de décadas; o U.S. Geological Survey (serviço geológico dos Estados Unidos) também emite previsões de um ano para terremotos causados por pessoas.

10:04Vendo o interior da Terra

Em geral, as ondas ficam mais rápidas à medida que descem, então suas trajetórias se curvam suavemente de volta para a superfície, como o tremular de uma miragem sobre uma estrada quente. Em 1909, Andrija Mohorovičić percebeu que as ondas de um terremoto próximo chegavam em dois grupos, algumas por um caminho mais rápido e mais profundo, e encontrou a base da crosta, o Moho: a cerca de 35 km de profundidade sob os continentes. A mais de um quarto da volta ao globo a partir de um terremoto, as ondas S desaparecem e nunca mais voltam, enquanto as ondas P reaparecem do outro lado: as ondas S não conseguem atravessar líquidos, então o núcleo externo está fundido. As ondas fracas de Lehmann tinham atravessado o núcleo líquido e sido desviadas por algo mais rápido dentro dele: um núcleo interno com cerca de 1.220 km de raio, que depois se mostrou ser de ferro e níquel sólidos, mais ou menos tão quente quanto a superfície do Sol. Ninguém perfurou além de cerca de 12 km; a maior parte do que sabemos sobre tudo o que há lá embaixo vem de cronometrar as ondas dos terremotos, e as redes modernas mapeiam o interior profundo da Terra em três dimensões a partir de milhões de registros.

11:32Três coisas

Uma falha se carrega por décadas, se rompe em minutos e trava de novo: o ciclo sísmico. As ondas revelam onde uma falha se rompeu, como ela se moveu e quão grande foi a ruptura, e cada terremoto passa tensão adiante para o seguinte. E essas mesmas ondas mapearam o interior do planeta, até o seu núcleo sólido. Cada terremoto é uma mensagem de dentro do planeta.

Concepções erradas comuns Para o professor

Concepção erradaUm terremoto acontece todo de uma vez, no epicentro.

O que as evidências mostramUm terremoto começa em um ponto da falha, o hipocentro, e a ruptura se propaga dali, em geral de 2 a 3 km por segundo. Os terremotos pequenos terminam em segundos, mas a ruptura de Sumatra de 2004 continuou por cerca de 8 minutos ao longo de mais de 1.300 km de falha. O epicentro só marca o ponto da superfície acima do ponto de início; o tremor vem da ruptura inteira.

Concepção erradaMuitos terremotos pequenos aliviam a pressão e evitam um grande.

O que as evidências mostramCada degrau acima na magnitude significa cerca de 32 vezes mais energia, mas só cerca de um décimo da quantidade de terremotos. No mundo todo, os cerca de 1.500 terremotos de magnitude 5 a 5,9 de um ano médio liberam juntos só cerca de um quarto da energia de um único terremoto de magnitude 8. Os terremotos pequenos não conseguem acompanhar o acúmulo de deformação, e cada terremoto desloca tensão para a rocha além dele, o que pode empurrar partes vizinhas de uma falha para mais perto da ruptura.

Concepção erradaQuando o terremoto principal termina, o perigo acaba em poucos dias.

O que as evidências mostramAs réplicas diminuem devagar (lei de Omori): dez dias depois do tremor principal, elas ainda ocorrem com cerca de um décimo da frequência do primeiro dia, e cem dias depois, com cerca de um centésimo. A maior réplica é, em média, só cerca de 1,2 unidade de magnitude menor que o tremor principal (lei de Båth), então, depois de um terremoto de magnitude 7, uma réplica perto de magnitude 6 não é surpresa. Os prédios danificados devem ficar vazios até serem inspecionados.

Concepção erradaA primeira magnitude anunciada é a verdadeira; se ela muda, é porque os cientistas erraram.

O que as evidências mostramOs métodos rápidos dão um primeiro número em minutos para que os alertas possam ser emitidos, mas atingem seu limite (saturam) nos maiores terremotos. Em 2011, o primeiro alerta de tsunami do Japão usou uma magnitude de 7,9; a estimativa foi elevada em etapas até 9,0 (o USGS dá 9,1). A magnitude de momento definitiva vem do registro completo, então vários números na primeira hora são revisões esperadas, não erros.

Concepção erradaUma falha que se rompe com regularidade pode ser prevista com precisão de ano, e uma que não se rompe há algum tempo está “atrasada”.

O que as evidências mostramParkfield, na Califórnia, teve terremotos moderados em 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 e 1966, aproximadamente a cada 22 anos. Em 1985, os cientistas previram o próximo para antes de 1993; ele veio em 2004, onze anos depois que a janela se fechou. As falhas são regulares o bastante para serem previstas, mas não o bastante para cumprir um horário, por isso as previsões dão probabilidades ao longo de anos e décadas, nunca uma data.

Concepção erradaOs cientistas sabem o que há dentro da Terra porque perfuraram até lá para ver.

O que as evidências mostramO furo mais profundo já perfurado chega a só cerca de 12 km, mais ou menos um terço da espessura da crosta continental, que tem cerca de 35 km. A maior parte do que sabemos sobre o interior profundo vem de cronometrar as ondas dos terremotos: Mohorovičić encontrou a base da crosta em 1909, a sombra das ondas S mostra que o núcleo externo é líquido, e Inge Lehmann deduziu o núcleo interno em 1936, que depois se mostrou sólido.

Perguntas para discussão

  1. O GPS mostra o chão ao lado de uma falha travada se curvando alguns milímetros por ano. O que essas medições podem dizer aos cientistas sobre o próximo terremoto nessa falha, e o que elas não podem dizer?
  2. Uma “bola de praia” dá dois planos de falha possíveis. No terremoto de 2023 na Türkiye, as réplicas mostraram qual deles se rompeu. Que outras evidências você poderia usar, e por que importa qual plano deslizou?
  3. Ao longo da falha da Anatólia do Norte, nove dos dez maiores terremotos desde 1939 foram levados para mais perto da ruptura pelos anteriores. Se você estivesse preparando Istambul para o próximo, como usaria essa descoberta e o que diria ao público?
  4. Em Oklahoma, o descarte de águas residuais das operações de petróleo e gás desencadeou centenas de terremotos por ano. Quem deveria decidir quanto risco sísmico uma indústria pode causar, e que dados você gostaria de ter antes de decidir?
  5. O terremoto de Parkfield veio onze anos depois que a janela da previsão se fechou. O experimento foi um fracasso? O que os cientistas ganharam ao encher a área de instrumentos antes que ele acontecesse?
  6. Inge Lehmann deduziu um núcleo interno inteiro a partir de algumas ondas fracas que chegaram onde nenhuma deveria ter chegado. O que torna convincente a explicação de um lugar que ninguém jamais poderá visitar? Que evidências posteriores fortaleceram a dela?

Quiz Escolha uma resposta; a correção é automática

1.Há estações de GPS dos dois lados de uma falha travada. O que as estações mais próximas da falha mostram entre os terremotos?

2.A ruptura de Sumatra de 2004 percorreu mais de 1.300 km em cerca de 8 minutos. A que velocidade, aproximadamente, ela se propagou?

3.O momento sísmico, a base da escala de magnitude moderna, é calculado a partir de quais três coisas?

4.Uma estação registra a onda S de um terremoto próximo 10 segundos depois da onda P. A que distância, aproximadamente, está o terremoto?

5.Uma “bola de praia” (mecanismo focal) é desenhada a partir de quê?

6.O primeiro alerta de tsunami do Japão em 2011 se baseou em uma magnitude de 7,9; a magnitude final foi 9,0. Por que o primeiro número foi baixo?

7.Pela lei de Omori, com que frequência, aproximadamente, as réplicas ocorrem dez dias depois de um grande terremoto, em comparação com o primeiro dia?

8.Acontece um terremoto de magnitude 7,0. Pela lei de Båth, qual tende a ser, em média, a maior réplica?

9.O que mostra que o núcleo externo da Terra é líquido?

10.O que Inge Lehmann concluiu em 1936 a partir das ondas fracas registradas na Rússia depois do terremoto de 1929 na Nova Zelândia?

Resposta escrita

1. Descreva o ciclo sísmico em uma falha travada. Depois explique como três tipos de evidência (o GPS, os eventos de deslizamento lento e as trincheiras escavadas através das falhas) permitem que os cientistas o observem, e por que os eventos de deslizamento lento sob o estado de Washington e a Colúmbia Britânica importam para a parte travada da falha acima.

O que uma boa resposta inclui

Em uma falha travada, as placas continuam se movendo, mas os dois lados ficam presos, então a rocha ao lado da falha se curva e acumula deformação por décadas ou séculos. Quando a tensão vence o atrito, a falha se rompe em segundos ou minutos e a rocha curvada volta de repente (rebote elástico, Reid, 1910); então a falha trava e começa a se carregar de novo. Receptores de GPS ancorados no chão acompanham suas posições com precisão de alguns milímetros: perto de uma falha travada, as estações mais próximas dela ficam para trás em relação ao movimento das placas, o que mostra o chão se curvando. Os eventos de deslizamento lento, revelados pelo GPS por volta de 2000, são deslizamentos de cerca de uma polegada (alguns centímetros) ao longo de umas duas semanas, lentos demais para serem sentidos; sob o estado de Washington e a Colúmbia Britânica, eles acontecem no limite profundo entre as placas aproximadamente a cada 14 meses. Trincheiras escavadas através das falhas mostram camadas de solo rasgadas e deslocadas por terremotos passados, e a datação das camadas mostra com que frequência a falha se rompeu ao longo de milhares de anos. O deslizamento lento importa porque cada evento acrescenta carga à parte travada da falha acima, deixando-a um pouco mais perto do seu próximo terremoto.

2. Um grande terremoto é registrado em estações do mundo todo. Explique como os sismólogos descobrem (a) onde ele está, (b) como a falha se moveu e (c) qual foi o seu tamanho. Use o terremoto de 2023 na Türkiye e o terremoto de 2011 ao largo do Japão, e explique por que a primeira magnitude de um grande terremoto pode ser baixa demais.

O que uma boa resposta inclui

(a) As ondas P são as mais rápidas e chegam primeiro; as ondas S chegam depois. Para um terremoto próximo, cada segundo entre elas significa cerca de 8 km, e as distâncias de muitas estações se cruzam em um ponto, encontrado em segundos. (b) Em algumas estações o primeiro movimento do chão é um empurrão e, em outras, um puxão; mapeados ao redor da fonte, eles desenham uma “bola de praia” que mostra o tipo de falhamento e dois planos de falha possíveis. No terremoto de magnitude 7,8 na Türkiye em fevereiro de 2023, ela mostrou uma ruptura transcorrente, e as réplicas ao longo da falha da Anatólia Oriental mostraram qual plano tinha deslizado. (c) O tamanho definitivo é a magnitude de momento, calculada a partir do momento sísmico: a área que deslizou vezes o deslizamento vezes a rigidez da rocha. Os métodos rápidos dão um primeiro número em minutos, mas saturam nos maiores terremotos: o primeiro alerta de tsunami do Japão em 2011, cerca de três minutos após o início, usou uma magnitude de 7,9, elevada em etapas até 9,0. As grandes rupturas também continuam se rompendo por minutos (cerca de 8 em Sumatra em 2004), por isso é preciso o registro completo antes de se conhecer o número definitivo.

3. Explique a transferência de tensão usando a falha da Anatólia do Norte, na Türkiye. Depois use o experimento de Parkfield, na Califórnia, para explicar por que as previsões de terremotos dão probabilidades em vez de datas.

O que uma boa resposta inclui

Quando um segmento de falha se rompe, sua tensão não é apenas liberada, mas deslocada: a rocha logo além das extremidades da ruptura recebe mais carga, o que empurra o segmento seguinte para mais perto da ruptura. Ao longo da falha da Anatólia do Norte, a partir de 1939, uma série de grandes terremotos avançou de leste a oeste durante sessenta anos; um estudo dos dez maiores (de magnitude 6,7 ou mais) concluiu que nove tinham sido levados para mais perto da ruptura pelos anteriores. Em agosto de 1999, o avanço chegou a Izmit (magnitude 7,6), perto de Istambul, e os cálculos da tensão transferida aumentaram a probabilidade de um terremoto forte perto da cidade. Em Parkfield, na falha de San Andreas, terremotos moderados aconteceram em 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 e 1966, aproximadamente a cada 22 anos. Em 1985, os cientistas previram o próximo para antes de 1993 e encheram a área de instrumentos, mas ele veio em 2004, onze anos depois que a janela se fechou. As falhas são regulares o bastante para serem previstas, mas não para cumprir um horário, por isso as previsões modernas, como o UCERF3 da Califórnia, feito falha por falha, combinam o ciclo sísmico, o registro das trincheiras e a transferência de tensão em probabilidades ao longo de décadas, nunca uma data.

Para aprofundar Universidade e ensino médio avançado

Localizando um terremoto pelo tempo S menos P

Na crosta, as ondas P viajam a aproximadamente VP = 6 km/s e as ondas S a aproximadamente VS = 3,5 km/s. As duas saem do hipocentro no mesmo instante, então o atraso entre suas chegadas a uma estação cresce com a distância d: tS − tP = d/VS − d/VP. Isolando a distância, obtém-se d = (tS − tP) × VP·VS ÷ (VP − VS).

ProblemaMostre que, com essas velocidades, cada segundo de tempo S menos P significa cerca de 8 km. Três estações registram tempos S menos P de 5,0 s, 8,0 s e 12,0 s para o mesmo terremoto próximo: a que distância ele está de cada uma? Por que você precisa de pelo menos três estações para fixar o epicentro em um mapa, e por que essa regra simples só funciona para terremotos próximos?

Resolução comentada

VP·VS ÷ (VP − VS) = (6 × 3,5) ÷ 2,5 = 8,4 km por segundo de atraso, cerca de 8 km. As distâncias são 5,0 × 8,4 ≈ 42 km, 8,0 × 8,4 ≈ 67 km e 12,0 × 8,4 ≈ 100 km (cerca de 40, 64 e 96 km com a regra dos 8 km). Uma única distância só diz que o terremoto está em algum ponto de um círculo ao redor daquela estação; dois círculos em geral se cruzam em dois pontos; o terceiro círculo escolhe um deles. (A rigor, os círculos são esferas, e com mais estações também se encontra a profundidade.) Para terremotos distantes, as ondas mergulham fundo no manto, onde as duas viajam mais rápido, e suas trajetórias se curvam, por isso os sismólogos usam tabelas de tempos de percurso calculadas para a Terra inteira em vez de um único par de velocidades da crosta.

Momento sísmico, deslizamento e magnitude de momento

O momento sísmico é M₀ = μ·A·D: a rigidez da rocha μ (cerca de 3 × 1010 Pa para a rocha da crosta), vezes a área que deslizou A, vezes o deslizamento médio D. A magnitude de momento é Mw = (2/3)(log₁₀M₀ − 9.1), com M₀ em newton-metros; reorganizando, M₀ = 101.5 Mw + 9.1. A forma original de Hanks e Kanamori, Mw = (2/3)log₁₀M₀ − 10.7 com M₀ em dina-centímetros, dá valores que diferem desta em até cerca de 0,03.

Problema(a) Uma falha modelo com 50 km de comprimento e 20 km de largura desliza em média 1,3 m. Calcule M₀ e Mw. (b) Uma ruptura de subducção modelo com 500 km de comprimento e 200 km de largura desliza em média 10 m (use o mesmo μ). Calcule Mw e quantas vezes seu momento é maior que o de (a). (c) Se cada ruptura se propaga a partir de uma extremidade a 2,5 km/s, quanto tempo, aproximadamente, cada uma leva para se romper? Compare com a ruptura de Sumatra de 2004, de mais de 1.300 km em cerca de 8 minutos.

Resolução comentada

(a) A = 5 × 104 m × 2 × 104 m = 1 × 109 m², então M₀ = 3 × 1010 × 1 × 109 × 1,3 ≈ 3,9 × 1019 N·m; log₁₀M₀ ≈ 19,59, e Mw = (2/3)(19,59 − 9,1) ≈ 7,0. Um terremoto de magnitude 7 rompe uma falha com cerca de 50 km de comprimento, como na aula. (b) A = 5 × 105 m × 2 × 105 m = 1 × 1011 m², então M₀ = 3 × 1010 × 1 × 1011 × 10 = 3 × 1022 N·m; log₁₀M₀ ≈ 22,48, e Mw = (2/3)(22,48 − 9,1) ≈ 8,9. Seu momento é 3 × 1022 ÷ 3,9 × 1019 ≈ 770 vezes maior, o que combina com a diferença de cerca de 1,93 na magnitude: 101.5 × 1.93 ≈ 780. (c) 50 km ÷ 2,5 km/s = 20 s; 500 km ÷ 2,5 km/s = 200 s, mais de 3 minutos. Sumatra: 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km/s, então a mesma regra vale, e os maiores terremotos tremem por minutos porque suas rupturas levam minutos para terminar.

Quantos terremotos de cada tamanho: Gutenberg–Richter e Båth

A lei de Gutenberg–Richter é log₁₀N = a − b·M, em que N é o número de terremotos de magnitude M ou mais em uma região e um intervalo de tempo, e b em geral é próximo de 1: cerca de dez vezes mais a cada degrau abaixo. Cada degrau acima libera cerca de 101.5 ≈ 32 vezes mais energia. A lei de Båth diz que a maior réplica é, em média, cerca de 1,2 unidade de magnitude menor que o tremor principal; as próprias réplicas também seguem a lei de Gutenberg–Richter.

Problema(a) No mundo todo, cerca de 1.500 terremotos de magnitude 5 a 5,9 acontecem em um ano médio, e cerca de um de magnitude 8 ou mais. Com b = 1, quantos de magnitude 6 a 6,9, e de 7 a 7,9, você esperaria por ano? (b) Trate cada um dos 1.500 como um terremoto de magnitude 5,0. Como a energia total deles se compara com a de um terremoto de magnitude 8? Os terremotos pequenos conseguem aliviar a deformação que produz os grandes? (c) Depois de um tremor principal de magnitude 7,0, qual é a maior réplica esperada e, com b = 1, aproximadamente quantas réplicas de magnitude 4,8 ou mais e de 3,8 ou mais devem ocorrer?

Resolução comentada

(a) Cada degrau acima tem cerca de um décimo: cerca de 150 de magnitude 6 a 6,9 e cerca de 15 de 7 a 7,9 por ano, e depois cerca de 1,5 de magnitude 8 ou mais, o que é coerente com “cerca de um”. (O catálogo do USGS de 2000 a 2019 tem média de cerca de 140 e 14 por ano.) (b) Três degraus equivalem a 101.5 × 3 = 104.5 ≈ 32.000 vezes a energia, então 1.500 terremotos de magnitude 5,0 liberam só cerca de 1.500 ÷ 32.000 ≈ 1/20 de um terremoto de magnitude 8. Considerar sua distribuição real, de 5,0 a 5,9, eleva isso para cerca de um quarto, ainda muito menos que um único grande terremoto: a energia é dominada pelos maiores terremotos, então os pequenos não conseguem aliviar a deformação. (c) 7,0 − 1,2 = 5,8. Se cerca de uma réplica chega a 5,8, então, com b = 1, cerca de 10 chegam a 4,8 ou mais e cerca de 100 a 3,8 ou mais. São médias; as sequências reais variam muito.

Como as réplicas diminuem: a lei de Omori

Omori (1894) descobriu que a taxa de réplicas cai aproximadamente como um dividido pelo tempo desde o tremor principal. A forma modificada que os sismólogos usam é n(t) = K ÷ (c + t)ᵖ, em que n é o número de réplicas por dia, t o tempo desde o tremor principal em dias, c um tempo curto (em geral bem menos de um dia) e p é próximo de 1. Com p = 1 e c muito menor que t, n(t) ≈ K ÷ t, e o número total de réplicas entre os dias t₁ e t₂ é K·ln(t₂ ÷ t₁).

ProblemaUm dia depois de um grande terremoto, as réplicas acima de uma magnitude escolhida estão ocorrendo a uma taxa de 200 por dia (então K = 200). (a) Estime a taxa no dia 10 e no dia 100. (b) Quantas réplicas ocorrem entre o dia 1 e o dia 10, entre o dia 10 e o dia 100, e entre o dia 100 e o dia 1.000? (c) O que a resposta de (b) significa para uma cidade que está decidindo quando as pessoas podem voltar para os prédios danificados?

Resolução comentada

(a) n(10) ≈ 200 ÷ 10 = 20 por dia, um décimo da taxa do primeiro dia; n(100) ≈ 200 ÷ 100 = 2 por dia, um centésimo, como na aula. (b) K·ln 10 = 200 × 2,30 ≈ 460 em cada intervalo: cerca de 460 do dia 1 ao dia 10, cerca de 460 do dia 10 ao dia 100 e cerca de 460 do dia 100 ao dia 1.000 (quase três anos). Cada trecho de tempo dez vezes maior traz mais ou menos tantas réplicas quanto o anterior, só que mais espalhadas. (c) A sequência diminui rápido, mas dura muito tempo, e, pela lei de Båth, uma das réplicas posteriores ainda pode ser forte. Os prédios danificados devem ficar vazios até serem inspecionados, e as previsões de réplicas são atualizadas por semanas a meses, não dias. (Nas sequências reais, p costuma ser um pouco maior que 1, então os trechos posteriores são um pouco mais calmos, e com o tempo a taxa volta ao nível de fundo normal da região.)

Zonas de sombra e o tamanho do núcleo

As distâncias ao redor do globo são medidas como o ângulo, no centro da Terra, entre o terremoto e a estação. As ondas S nunca chegam a mais de cerca de 104° de um terremoto, porque não conseguem atravessar o núcleo externo líquido. As ondas P diretas estão ausentes de cerca de 104° a cerca de 140°: elas ficam mais lentas ao entrar no núcleo externo líquido e são desviadas, e depois reaparecem mais adiante. O raio da Terra é de cerca de 6.371 km.

Problema(a) Converta 104° em uma distância ao longo da superfície. (b) Suponha, de forma simplificada demais, que as ondas viajam em linha reta. A última onda S a escapar do núcleo apenas o tangencia; sua trajetória reta do terremoto até uma estação a 104° é uma corda cujo ponto mais próximo do centro fica a R·cos(52°). Estime o raio do núcleo. (c) O raio medido do núcleo é de cerca de 3.480 km. As trajetórias reais se curvam de volta para a superfície porque as ondas ficam mais rápidas com a profundidade. Isso torna a estimativa em linha reta grande demais ou pequena demais? (d) As ondas P fracas de Lehmann chegaram a estações na Rússia a cerca de 111° e 135°, dentro da sombra das ondas P. Por que elas apontavam para algo dentro do núcleo?

Resolução comentada

(a) A circunferência é 2π × 6.371 ≈ 40.030 km, então 104° equivalem a 104/360 × 40.030 ≈ 11.560 km, mais de um quarto da volta (90°, cerca de 10.000 km), como na aula. (b) 6.371 × cos 52° ≈ 6.371 × 0,616 ≈ 3.920 km. (c) Grande demais. Como as ondas ficam mais rápidas com a profundidade, uma trajetória real entre dois pontos afunda mais do que a corda reta entre eles, então a onda que tangencia o núcleo e sobe a 104° de distância chegou mais fundo que os 3.920 km da corda: o núcleo é menor, com cerca de 3.480 km de raio, e seu topo fica a cerca de 2.890 km de profundidade. (d) Em um núcleo que fosse líquido do começo ao fim, as ondas P seriam desviadas de modo que nenhuma subiria entre cerca de 104° e 140°. As ondas que chegaram ali devem ter sido desviadas de volta por uma região dentro do núcleo onde elas viajam mais rápido: o núcleo interno de Lehmann, com cerca de 1.220 km de raio.

Alinhamento com padrões curriculares

Next Generation Science Standards (NGSS, Estados Unidos)

HS-ESS2-1

Desenvolver um modelo para ilustrar como os processos internos e superficiais da Terra atuam em diferentes escalas espaciais e temporais para formar as feições dos continentes e do fundo oceânico.

Neste episódio: O ciclo sísmico: um movimento de placas de alguns centímetros por ano, acumulado por décadas a séculos e liberado em segundos a minutos; o deslizamento lento; as falhas normais, inversas e transcorrentes; os terremotos ao longo de uma placa que afunda, até cerca de 700 km.

HS-ESS2-3

Desenvolver um modelo baseado em evidências do interior da Terra para descrever a ciclagem da matéria por convecção térmica.

Neste episódio: Evidências sísmicas das camadas da Terra: o Moho, a sombra das ondas S e o núcleo externo líquido, o núcleo interno sólido de Lehmann e mapas tridimensionais do manto a partir de milhões de registros de ondas.

HS-ESS3-1

Construir uma explicação baseada em evidências de como a disponibilidade de recursos naturais, a ocorrência de riscos naturais e as mudanças no clima influenciaram a atividade humana.

Neste episódio: As leis das réplicas e a recomendação de manter vazios os prédios danificados; a transferência de tensão e o aumento da probabilidade em Istambul; as previsões como probabilidades (Parkfield, a previsão da Califórnia feita falha por falha).

HS-ESS3-2

Avaliar soluções de projeto concorrentes para desenvolver, gerenciar e utilizar recursos energéticos e minerais com base em relações de custo-benefício.

Neste episódio: Complementar: os terremotos induzidos pelo descarte de águas residuais das operações de petróleo e gás em Oklahoma, e as previsões de um ano que o USGS começou a emitir para eles.

HS-PS4-1

Usar representações matemáticas para sustentar uma afirmação sobre as relações entre a frequência, o comprimento de onda e a velocidade das ondas que viajam em diversos meios.

Neste episódio: As ondas P, S e superficiais e suas velocidades; a distância a partir do tempo S menos P; as ondas que ficam mais rápidas com a profundidade e se curvam, o que revelou o Moho, as zonas de sombra e o núcleo interno.

Advanced Placement (AP, Estados Unidos)

AP Environmental Science, Unit 4

Earth Systems and Resources (sistemas e recursos da Terra): tectônica de placas, falhas e terremotos, e a estrutura da Terra.

Neste episódio: Limites de placas e tipos de falha, o ciclo sísmico e as camadas da Terra descobertas pelas ondas sísmicas.

AP Environmental Science, Unit 6

Energy Resources and Consumption (recursos energéticos e consumo): os combustíveis fósseis e os efeitos ambientais de sua extração.

Neste episódio: Complementar: os terremotos induzidos pelo descarte de águas residuais de petróleo e gás em Oklahoma.

Disciplinas universitárias

Introductory seismology

O ciclo sísmico e o rebote elástico; a ruptura, o momento sísmico e a magnitude de momento; a localização de terremotos; os tipos de falha e os mecanismos focais; a estatística dos terremotos (Gutenberg–Richter, Omori, Båth); a transferência de tensão; a estrutura da Terra a partir das ondas sísmicas.

Neste episódio: A lição cobre os principais temas de um primeiro curso de sismologia, com problemas resolvidos sobre localização, magnitude de momento, contagens de terremotos, decaimento das réplicas e zonas de sombra.

Natural hazards

Paleossismologia e recorrência; risco de réplicas; sismicidade induzida; previsões de terremotos de longo prazo e de um ano.

Neste episódio: As trincheiras, as leis de Omori e de Båth, Oklahoma, Parkfield e a previsão da Califórnia feita falha por falha.

Transcrição A narração em português, como nas legendas

0:00Introdução

Em junho de 1929, um forte terremoto sacudiu a Ilha do Sul da Nova Zelândia. Em Copenhague, uma sismóloga chamada Inge Lehmann estudou os registros que ele deixou em estações do mundo todo. Ondas fracas tinham chegado a estações na Rússia, em uma zona onde, segundo todas as teorias da época, o núcleo da Terra deveria tê-las impedido de chegar.

Ela dedicou anos a esse enigma. Em 1936, ela publicou sua resposta. Bem no interior do núcleo líquido, tinha de haver um segundo núcleo, um núcleo interno, onde as ondas viajam mais rápido. Esse núcleo interno tinha desviado essas ondas para dentro da zona proibida. Ninguém jamais esteve lá. Um terremoto mostrou isso a ela, e, até o fim desta aula, você vai ver como.

Nesta aula, vamos acompanhar um terremoto do começo ao fim. Vamos ver como uma falha se carrega e se rompe, e como os cientistas leem suas ondas. Depois, vamos ver como um terremoto leva ao seguinte e o que as ondas revelam nas profundezas do planeta.

1:00A carga

A camada externa da Terra é partida em placas que se deslocam alguns centímetros por ano. Onde duas se encontram, o limite entre elas é uma falha, e, na maior parte do tempo, os dois lados ficam travados, mesmo com as placas continuando a se mover.

1:13A rocha perto de uma falha travada se curva lentamente, como um trampolim sob um peso cada vez maior. Em 1910, um geólogo chamado Harry Fielding Reid demonstrou isso com levantamentos topográficos feitos antes e depois do grande terremoto de São Francisco de 1906. Ele chamou isso de rebote elástico: décadas de curvatura lenta e, depois, um retorno repentino.

1:34Esse é o ciclo sísmico. A falha se carrega por décadas ou séculos, se rompe em segundos ou minutos, e então trava e começa a se carregar de novo. Cada grande terremoto é uma volta desse ciclo.

1:48Os cientistas conseguem observar a carga acontecendo. Receptores de GPS ancorados no chão acompanham a própria posição com precisão de uma fração de polegada, alguns milímetros. Longe de uma falha travada, as estações acompanham suas placas, mas as que estão perto dela ficam para trás. O chão está se curvando.

2:06O grau em que uma falha está travada se chama acoplamento. Uma falha totalmente acoplada armazena quase todo o movimento das placas, ano após ano. Ao largo do nordeste do Japão, o grande terremoto de março de 2011 mostrou que as placas ali estavam travadas até a própria fossa, onde a placa do Pacífico mergulha sob o Japão. Quando esse limite se soltou, o fundo do mar se deslocou, em alguns pontos cerca de 50 metros, mais de 150 pés.

2:33Nem toda falha fica perfeitamente parada enquanto se carrega. Sob o estado de Washington e a Colúmbia Britânica, a parte profunda do limite entre as placas desliza cerca de uma polegada, alguns centímetros, ao longo de umas duas semanas, aproximadamente a cada 14 meses. Ninguém sente. O GPS revelou esses eventos de deslizamento lento por volta do ano 2000. Os cientistas os acompanham de perto, porque cada um acrescenta carga à parte travada da falha acima.

3:00O ciclo deixa um registro no solo. Os geólogos cavam trincheiras atravessando as falhas e leem as camadas de solo como páginas de um livro. Onde uma camada está rasgada e deslocada, um terremoto a rompeu. Datar essas camadas mostra com que frequência uma falha se rompeu ao longo de milhares de anos.

3:20A ruptura

Um terremoto não rompe a falha inteira de uma vez. Ele começa em um ponto, o hipocentro, onde a tensão vence o atrito primeiro. Dali, a quebra, ou ruptura, avança rapidamente pela falha, em geral de 2 a 3 quilômetros a cada segundo. Algumas rupturas chegam a ser mais rápidas que algumas das ondas que emitem.

3:39Quanto maior o terremoto, mais tempo a ruptura continua. Um terremoto moderado termina em poucos segundos. No grande terremoto de Sumatra de 2004, a ruptura continuou rasgando rumo ao norte por cerca de oito minutos, ao longo de mais de 1.300 quilômetros de falha.

3:56Quanto da falha se rompe, e quanto ela desliza, define o tamanho de um terremoto. Os cientistas multiplicam três coisas: a área da falha que se rompeu, quanto seus dois lados deslizaram e quão rígida é a rocha. O resultado, o momento sísmico, é a base da escala de magnitude moderna. Cada degrau inteiro na escala significa cerca de 32 vezes mais energia liberada.

4:18A maioria dos terremotos começa a até cerca de 70 quilômetros da superfície. Mas, onde uma placa mergulha sob outra, os terremotos acompanham a placa que afunda, até cerca de 700 quilômetros de profundidade. Em 1994, um dos maiores terremotos profundos já registrados aconteceu a cerca de 630 quilômetros abaixo da Bolívia. Ele foi sentido até no Canadá.

4:44A leitura das ondas

A ruptura emite ondas. As ondas P comprimem e esticam a rocha, como um empurrão ao longo de uma mola, e são as mais rápidas. As ondas S a sacodem de um lado para o outro e chegam depois. Onde elas chegam à superfície, as ondas superficiais se espalham rolando pelo chão. Elas são as mais lentas e causam boa parte dos danos.

5:03O intervalo entre as ondas P e S diz a uma estação a que distância está o terremoto. Para um terremoto próximo, cada segundo desse intervalo significa cerca de 8 quilômetros. Três estações bastam para localizar o ponto, e redes com centenas de estações fazem isso em segundos.

5:19As falhas se rompem de três maneiras principais. Em uma falha normal, a crosta se estica e um bloco desce. Em uma falha inversa, ela é comprimida e um bloco sobe por cima do outro. Em uma falha transcorrente, os dois lados deslizam lateralmente um pelo outro.

5:34As próprias ondas revelam de que modo uma falha se rompeu. Em algumas estações, o primeiro movimento do chão é um empurrão; em outras, um puxão. Mapeados ao redor do globo, esses empurrões e puxões desenham um padrão que os sismólogos chamam de “bola de praia”. Em fevereiro de 2023, um terremoto de magnitude 7,8 atingiu a Türkiye. Sua “bola de praia” mostrou uma ruptura transcorrente, e suas réplicas traçaram essa ruptura ao longo da falha da Anatólia Oriental.

6:02Determinar o tamanho leva mais tempo. Em 2011, o primeiro alerta de tsunami do Japão, cerca de três minutos depois do início do tremor, se baseou em uma magnitude de 7,9. O método rápido atinge seu limite nos maiores terremotos, e a estimativa foi elevada, em etapas, até 9. Os números rápidos servem para os alertas; o definitivo vem do registro completo.

6:27Esse número definitivo é a magnitude de momento, calculada a partir da área e do deslizamento da falha. Ao contrário das escalas mais antigas, ela não para de crescer nos maiores terremotos. Por isso, um grande terremoto pode apresentar várias magnitudes na primeira hora, à medida que as estimativas rápidas dão lugar à magnitude de momento.

6:45Satélites de radar conseguem mapear um terremoto inteiro de uma só vez. Comparando imagens feitas antes e depois, eles desenham faixas de cor onde o chão se moveu, cada faixa com cerca de 3 centímetros, mais ou menos uma polegada, de movimento em direção ao satélite. O padrão traça a falha que se rompeu, mesmo onde ninguém consegue chegar.

7:07Os terremotos conversam entre si

Os terremotos seguem regras próprias. A cada degrau abaixo na magnitude, há cerca de dez vezes mais. No mundo todo, há mais de 1.000 terremotos de magnitude 5 ou mais em um ano típico, mas só cerca de um de magnitude 8 ou mais.

7:22Depois de um grande terremoto vêm as réplicas, e elas diminuem de forma regular, um padrão que o sismólogo Fusakichi Omori descobriu no Japão na década de 1890. Dez dias depois do tremor principal, elas ocorrem com cerca de um décimo da frequência do primeiro dia. Cem dias depois, cerca de um centésimo.

7:40A maior réplica é, em média, cerca de 1,2 menor em magnitude que o terremoto principal. Por isso, depois de um terremoto de magnitude 7, uma réplica forte perto de magnitude 6 não é surpresa, e os prédios danificados devem ficar vazios até serem inspecionados.

7:59Um terremoto não só libera tensão. Ele a desloca. Onde a falha rompida termina, a tensão na rocha logo além dela aumenta, e o segmento seguinte é empurrado para mais perto da ruptura.

8:11A falha da Anatólia do Norte, na Türkiye, mostra isso claramente. A partir de 1939, uma série de grandes terremotos avançou ao longo dela de leste a oeste durante 60 anos. Um estudo dos dez maiores concluiu que nove tinham sido levados para mais perto da ruptura pelos anteriores. Em agosto de 1999, o avanço chegou a Izmit, perto de Istambul, e aumentou a probabilidade de um terremoto forte sob Istambul.

8:38As pessoas também podem destravar falhas. Em Oklahoma, operações de petróleo e gás bombearam enormes volumes de águas residuais salgadas para o fundo do subsolo, aumentando a pressão dentro de falhas antigas até que elas deslizassem. Os terremotos de magnitude 3 ou mais saltaram de cerca de dois por ano para mais de 900 em 2015. O maior de Oklahoma, de magnitude 5,8, perto de Pawnee em 2016, foi sentido em vários estados.

9:07Tudo isso entra nas previsões, que dão probabilidades, nunca uma data. A pequena cidade de Parkfield, na Califórnia, fica sobre a falha de San Andreas. Entre 1857 e 1966, seis terremotos moderados aconteceram ali, aproximadamente um a cada 22 anos.

9:24Em 1985, os cientistas previram o próximo para antes de 1993 e encheram a área de instrumentos para registrá-lo. Ele veio em 2004, 11 anos depois que a janela da previsão se fechou. As falhas são regulares o bastante para serem previstas, mas não o bastante para cumprir um horário.

9:43Por isso, as previsões modernas combinam o ciclo, o registro nas trincheiras e as medições de GPS da carga em probabilidades para cada falha nas próximas décadas. Depois do surto em Oklahoma, o Serviço Geológico dos Estados Unidos começou a emitir também previsões de um ano para terremotos causados por pessoas.

10:04Vendo o interior da Terra

As mesmas ondas que sacodem o chão viajam através do planeta inteiro. A rocha mais profunda está sob uma pressão enorme, e as ondas em geral ficam mais rápidas à medida que descem. Por isso suas trajetórias se curvam suavemente de volta para a superfície, como o tremular de uma miragem sobre uma estrada quente.

10:19Em 1909, um cientista croata chamado Andrija Mohorovičić percebeu que as ondas de um terremoto próximo chegavam em dois grupos. Algumas tinham seguido um caminho mais rápido, através de rocha mais profunda. Ele tinha encontrado a base da crosta, um limite que até hoje leva o seu nome: o Moho.

10:38Muito mais fundo, as ondas revelam o núcleo. A mais de um quarto da volta ao globo a partir de um terremoto, as ondas S desaparecem e nunca mais voltam. As ondas P também enfraquecem até sumir, e depois reaparecem do outro lado. As ondas S não conseguem atravessar líquidos. O núcleo externo está fundido.

10:55E isso nos traz de volta a Inge Lehmann. As ondas fracas na Rússia tinham atravessado o núcleo líquido e sido desviadas por algo mais rápido dentro dele. Era um núcleo interno, com um raio de cerca de 1.200 quilômetros. Trabalhos posteriores mostraram que ele é de ferro e níquel sólidos, mais ou menos tão quente quanto a superfície do Sol. As redes modernas mapeiam o interior profundo da Terra em três dimensões, a partir de milhões desses registros.

11:19Ninguém perfurou além de cerca de 12 quilômetros de profundidade. A maior parte do que sabemos sobre tudo o que há lá embaixo vem de cronometrar as ondas dos terremotos em estações do mundo todo.

11:32Três coisas

Então, três coisas para lembrar. Primeiro, uma falha se carrega por décadas, se rompe em minutos e trava de novo: o ciclo sísmico. Segundo, as ondas revelam onde uma falha se rompeu, como ela se moveu e quão grande foi a ruptura, e cada terremoto passa tensão adiante para o seguinte. E terceiro, essas mesmas ondas mapearam o interior do planeta, até o seu núcleo sólido.

11:54Cada terremoto é uma mensagem de dentro do planeta. Inge Lehmann leu uma de 1929 e encontrou um mundo que ninguém jamais vai visitar. Obrigado por assistir ao Earth Explained. Inscreva-se para a próxima aula e assista ao planeta ao vivo, dia e noite, no EarthWatch 24-7.

Fontes

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  2. European Geosciences Union, Seismology Division blog. In Lehmann's Terms: the Story of the Singular Seismic-Wave Spotter. blogs.egu.eu/divisions/sm/?p=10703Usada para: Os registros de Lehmann e sua interpretação das ondas como desviadas por um núcleo interno mais rápido
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Imagens do episódio: USGS, NOAA e NASA (domínio público), com mapas da NASA/USGS Landsat via NASA GIBS; animações da EarthWatch 24-7. Créditos completos: earthwatch247.com/credits.html.

Cite esta aula

EarthWatch 24-7. (2026). Terremotos 201: Por dentro de um terremoto [Aula em vídeo]. Earth Explained: Terremotos 201. https://earthwatch247.com/learn/earthquakes-201/pt/

Gabarito

  1. C. As estações longe da falha se deslocam com suas placas, mas as mais próximas de uma falha travada ficam para trás: a rocha está se curvando e acumulando deformação, a metade de carga do ciclo sísmico.
  2. A. 1.300 km ÷ (8 × 60 s) = 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km por segundo, dentro da velocidade típica de ruptura de 2 a 3 km por segundo. Quanto mais longa a falha que se rompe, mais tempo dura o tremor.
  3. D. M₀ = rigidez × área × deslizamento (Hanks e Kanamori, 1979). A oscilação em um único sismograma era a base de escalas mais antigas, que param de crescer nos maiores terremotos.
  4. B. Para um terremoto próximo, cada segundo entre as chegadas das ondas P e S significa cerca de 8 km: 10 × 8 ≈ 80 km. As distâncias de três ou mais estações se cruzam no epicentro.
  5. A. Os empurrões e puxões mapeados ao redor da fonte mostram como a falha se moveu. No terremoto de magnitude 7,8 na Türkiye em 2023, a “bola de praia” mostrou uma ruptura transcorrente.
  6. C. Os métodos rápidos servem para os alertas, mas atingem seu limite nos maiores terremotos. A magnitude de momento, obtida da área e do deslizamento da falha, não, então a estimativa foi elevada em etapas até 9,0 (o USGS dá 9,1).
  7. B. A taxa cai aproximadamente como um dividido pelo tempo desde o tremor principal: dez dias depois, cerca de um décimo; cem dias depois, cerca de um centésimo.
  8. D. A maior réplica é, em média, cerca de 1,2 unidade de magnitude menor que o tremor principal: 7,0 − 1,2 = 5,8. É por isso que os prédios danificados devem ficar vazios até serem inspecionados.
  9. C. As ondas S não conseguem atravessar líquidos, então o núcleo externo projeta uma sombra de ondas S; as ondas P conseguem e reaparecem do outro lado. Nenhum furo foi além de cerca de 12 km de profundidade.
  10. A. Um núcleo interno mais rápido tinha desviado as ondas para a zona onde o núcleo deveria tê-las impedido de chegar. Que o núcleo interno, com cerca de 1.220 km de raio, é sólido foi demonstrado depois.

Resposta escrita

  1. Em uma falha travada, as placas continuam se movendo, mas os dois lados ficam presos, então a rocha ao lado da falha se curva e acumula deformação por décadas ou séculos. Quando a tensão vence o atrito, a falha se rompe em segundos ou minutos e a rocha curvada volta de repente (rebote elástico, Reid, 1910); então a falha trava e começa a se carregar de novo. Receptores de GPS ancorados no chão acompanham suas posições com precisão de alguns milímetros: perto de uma falha travada, as estações mais próximas dela ficam para trás em relação ao movimento das placas, o que mostra o chão se curvando. Os eventos de deslizamento lento, revelados pelo GPS por volta de 2000, são deslizamentos de cerca de uma polegada (alguns centímetros) ao longo de umas duas semanas, lentos demais para serem sentidos; sob o estado de Washington e a Colúmbia Britânica, eles acontecem no limite profundo entre as placas aproximadamente a cada 14 meses. Trincheiras escavadas através das falhas mostram camadas de solo rasgadas e deslocadas por terremotos passados, e a datação das camadas mostra com que frequência a falha se rompeu ao longo de milhares de anos. O deslizamento lento importa porque cada evento acrescenta carga à parte travada da falha acima, deixando-a um pouco mais perto do seu próximo terremoto.
  2. (a) As ondas P são as mais rápidas e chegam primeiro; as ondas S chegam depois. Para um terremoto próximo, cada segundo entre elas significa cerca de 8 km, e as distâncias de muitas estações se cruzam em um ponto, encontrado em segundos. (b) Em algumas estações o primeiro movimento do chão é um empurrão e, em outras, um puxão; mapeados ao redor da fonte, eles desenham uma “bola de praia” que mostra o tipo de falhamento e dois planos de falha possíveis. No terremoto de magnitude 7,8 na Türkiye em fevereiro de 2023, ela mostrou uma ruptura transcorrente, e as réplicas ao longo da falha da Anatólia Oriental mostraram qual plano tinha deslizado. (c) O tamanho definitivo é a magnitude de momento, calculada a partir do momento sísmico: a área que deslizou vezes o deslizamento vezes a rigidez da rocha. Os métodos rápidos dão um primeiro número em minutos, mas saturam nos maiores terremotos: o primeiro alerta de tsunami do Japão em 2011, cerca de três minutos após o início, usou uma magnitude de 7,9, elevada em etapas até 9,0. As grandes rupturas também continuam se rompendo por minutos (cerca de 8 em Sumatra em 2004), por isso é preciso o registro completo antes de se conhecer o número definitivo.
  3. Quando um segmento de falha se rompe, sua tensão não é apenas liberada, mas deslocada: a rocha logo além das extremidades da ruptura recebe mais carga, o que empurra o segmento seguinte para mais perto da ruptura. Ao longo da falha da Anatólia do Norte, a partir de 1939, uma série de grandes terremotos avançou de leste a oeste durante sessenta anos; um estudo dos dez maiores (de magnitude 6,7 ou mais) concluiu que nove tinham sido levados para mais perto da ruptura pelos anteriores. Em agosto de 1999, o avanço chegou a Izmit (magnitude 7,6), perto de Istambul, e os cálculos da tensão transferida aumentaram a probabilidade de um terremoto forte perto da cidade. Em Parkfield, na falha de San Andreas, terremotos moderados aconteceram em 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 e 1966, aproximadamente a cada 22 anos. Em 1985, os cientistas previram o próximo para antes de 1993 e encheram a área de instrumentos, mas ele veio em 2004, onze anos depois que a janela se fechou. As falhas são regulares o bastante para serem previstas, mas não para cumprir um horário, por isso as previsões modernas, como o UCERF3 da Califórnia, feito falha por falha, combinam o ciclo sísmico, o registro das trincheiras e a transferência de tensão em probabilidades ao longo de décadas, nunca uma data.

Para aprofundar

  1. Localizando um terremoto pelo tempo S menos P: VP·VS ÷ (VP − VS) = (6 × 3,5) ÷ 2,5 = 8,4 km por segundo de atraso, cerca de 8 km. As distâncias são 5,0 × 8,4 ≈ 42 km, 8,0 × 8,4 ≈ 67 km e 12,0 × 8,4 ≈ 100 km (cerca de 40, 64 e 96 km com a regra dos 8 km). Uma única distância só diz que o terremoto está em algum ponto de um círculo ao redor daquela estação; dois círculos em geral se cruzam em dois pontos; o terceiro círculo escolhe um deles. (A rigor, os círculos são esferas, e com mais estações também se encontra a profundidade.) Para terremotos distantes, as ondas mergulham fundo no manto, onde as duas viajam mais rápido, e suas trajetórias se curvam, por isso os sismólogos usam tabelas de tempos de percurso calculadas para a Terra inteira em vez de um único par de velocidades da crosta.
  2. Momento sísmico, deslizamento e magnitude de momento: (a) A = 5 × 104 m × 2 × 104 m = 1 × 109 m², então M₀ = 3 × 1010 × 1 × 109 × 1,3 ≈ 3,9 × 1019 N·m; log₁₀M₀ ≈ 19,59, e Mw = (2/3)(19,59 − 9,1) ≈ 7,0. Um terremoto de magnitude 7 rompe uma falha com cerca de 50 km de comprimento, como na aula. (b) A = 5 × 105 m × 2 × 105 m = 1 × 1011 m², então M₀ = 3 × 1010 × 1 × 1011 × 10 = 3 × 1022 N·m; log₁₀M₀ ≈ 22,48, e Mw = (2/3)(22,48 − 9,1) ≈ 8,9. Seu momento é 3 × 1022 ÷ 3,9 × 1019 ≈ 770 vezes maior, o que combina com a diferença de cerca de 1,93 na magnitude: 101.5 × 1.93 ≈ 780. (c) 50 km ÷ 2,5 km/s = 20 s; 500 km ÷ 2,5 km/s = 200 s, mais de 3 minutos. Sumatra: 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km/s, então a mesma regra vale, e os maiores terremotos tremem por minutos porque suas rupturas levam minutos para terminar.
  3. Quantos terremotos de cada tamanho: Gutenberg–Richter e Båth: (a) Cada degrau acima tem cerca de um décimo: cerca de 150 de magnitude 6 a 6,9 e cerca de 15 de 7 a 7,9 por ano, e depois cerca de 1,5 de magnitude 8 ou mais, o que é coerente com “cerca de um”. (O catálogo do USGS de 2000 a 2019 tem média de cerca de 140 e 14 por ano.) (b) Três degraus equivalem a 101.5 × 3 = 104.5 ≈ 32.000 vezes a energia, então 1.500 terremotos de magnitude 5,0 liberam só cerca de 1.500 ÷ 32.000 ≈ 1/20 de um terremoto de magnitude 8. Considerar sua distribuição real, de 5,0 a 5,9, eleva isso para cerca de um quarto, ainda muito menos que um único grande terremoto: a energia é dominada pelos maiores terremotos, então os pequenos não conseguem aliviar a deformação. (c) 7,0 − 1,2 = 5,8. Se cerca de uma réplica chega a 5,8, então, com b = 1, cerca de 10 chegam a 4,8 ou mais e cerca de 100 a 3,8 ou mais. São médias; as sequências reais variam muito.
  4. Como as réplicas diminuem: a lei de Omori: (a) n(10) ≈ 200 ÷ 10 = 20 por dia, um décimo da taxa do primeiro dia; n(100) ≈ 200 ÷ 100 = 2 por dia, um centésimo, como na aula. (b) K·ln 10 = 200 × 2,30 ≈ 460 em cada intervalo: cerca de 460 do dia 1 ao dia 10, cerca de 460 do dia 10 ao dia 100 e cerca de 460 do dia 100 ao dia 1.000 (quase três anos). Cada trecho de tempo dez vezes maior traz mais ou menos tantas réplicas quanto o anterior, só que mais espalhadas. (c) A sequência diminui rápido, mas dura muito tempo, e, pela lei de Båth, uma das réplicas posteriores ainda pode ser forte. Os prédios danificados devem ficar vazios até serem inspecionados, e as previsões de réplicas são atualizadas por semanas a meses, não dias. (Nas sequências reais, p costuma ser um pouco maior que 1, então os trechos posteriores são um pouco mais calmos, e com o tempo a taxa volta ao nível de fundo normal da região.)
  5. Zonas de sombra e o tamanho do núcleo: (a) A circunferência é 2π × 6.371 ≈ 40.030 km, então 104° equivalem a 104/360 × 40.030 ≈ 11.560 km, mais de um quarto da volta (90°, cerca de 10.000 km), como na aula. (b) 6.371 × cos 52° ≈ 6.371 × 0,616 ≈ 3.920 km. (c) Grande demais. Como as ondas ficam mais rápidas com a profundidade, uma trajetória real entre dois pontos afunda mais do que a corda reta entre eles, então a onda que tangencia o núcleo e sobe a 104° de distância chegou mais fundo que os 3.920 km da corda: o núcleo é menor, com cerca de 3.480 km de raio, e seu topo fica a cerca de 2.890 km de profundidade. (d) Em um núcleo que fosse líquido do começo ao fim, as ondas P seriam desviadas de modo que nenhuma subiria entre cerca de 104° e 140°. As ondas que chegaram ali devem ter sido desviadas de volta por uma região dentro do núcleo onde elas viajam mais rápido: o núcleo interno de Lehmann, com cerca de 1.220 km de raio.