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AULA 2 AULA 2 Tectônica de PlacasTectônica de Placas (Cap 2)(Cap 2)Tectônica de Placas Tectônica de Placas (Cap.2)(Cap.2) 1 Conteúdo da aulaConteúdo da aulaConteúdo da aulaConteúdo da aula Tectônica de Placas ‐ A Teoria da DerivaA Teoria da Deriva Continental ‐ Teoria da Expansão doTeoria da Expansão do Assoalho Oceânico ‐ A Teoria da Tectônica deA Teoria da Tectônica de Placas Terremoto ‐ Localização do epicentroLocalização do epicentro ‐ Escalas ‐ Efeitos do TerremotoEfeitos do Terremoto ‐ Atividade 2 A TEORIA DA DERIVA CONTINENTALA TEORIA DA DERIVA CONTINENTALA TEORIA DA DERIVA CONTINENTALA TEORIA DA DERIVA CONTINENTAL E t fi l d é l XVI é l XVIIEntre o final do século XVI e o século XVII cientistas europeus notaram o encaixe dos t áfi d ti tcontornos geográficos dos continentes: • Edward Suess (geólogo austríaco) propôs em• Edward Suess (geólogo austríaco) propôs em 1885 um super continente estudando fósseis, rochas cadeias de montanhasrochas, cadeias de montanhas. • Alfred Wegener (meteorologista alemão) emg ( g ) 1915, propôs a teoria da Deriva dos Continentes e a existência passada do Pangea.p g 3 EvidênciasEvidências dada DerivaDeriva C ti t lC ti t lContinentalContinental 1 E i d t d ti t1. Encaixe dos contornos dos continentes 2. Tipos de fósseis 3. Cadeias de montanhas 4 Paleoclimatologia (Ex: glaciação4. Paleoclimatologia (Ex: glaciação, depósitos de carvão) 4 Evidências da Deriva dos Continentes 11 E iE i dd ti tti t1. 1. EncaixeEncaixe dos dos continentescontinentes C ti tC ti t ii dd•• ContinentesContinentes parecemparecem se se encaixarencaixar comocomo peçaspeças de um de um quebraquebra--cabeçacabeça 5 Evidências da Deriva dos Continentes 22 Fó iFó i2. 2. FósseisFósseis • Pesença de fósseis similares como o Mesosaurus em locais diferentes 6 Evidências da Deriva dos Continentes 3. 3. CadeiasCadeias de de t ht hmontanhasmontanhas • Correspondência de d i d t hcadeias de montanhas separadas pelo oceano. 7 Evidências da Deriva dos Continentes 3. 3. CadeiasCadeias de de montanhasmontanhas 8 Evidências da Deriva dos Continentes 44 P l li t l iP l li t l i4. 4. PaleoclimatologiaPaleoclimatologia •• EvidênciasEvidências de de l i ãl i ãglaciaçãoglaciação emem regiõesregiões tropicaistropicais • Evidências deEvidências de clima tropical (depósitos de carvão mineral) em regiões de clima temperadoclima temperado 9 ModeloModelo dada DerivaDeriva Continental Continental ProblemasProblemas • Alfred Wegener –– ApresentouApresentou a a pesquisapesquisa parapara osos cientistascientistas NãoNão apresentouapresentou umauma pp –– NãoNão apresentouapresentou umauma explicaçãoexplicação plausivaplausiva sobresobre oo mecanismomecanismo queque movemoveo o mecanismomecanismo queque move move osos continentescontinentes à à derivaderiva.. 10 TeoriaTeoria dada ExpansãoExpansão do do AssoalhoAssoalho OceânicoOceânicoOceânicoOceânico Em 1928 o geólogo britânico propôs que as correntes d ã d t t d t dde convecção do manto arrastaram as duas metades do continente MovimentoMovimento de de ConvecçãoConvecção PlacaPlaca PlacaPlaca 11 Expansão do assoalho oceânico Hess e Dietz Hess e Dietz emem 1962:1962: Novo assoalho oceânico criado naoceânico criado na dorsal meso- oceânica e oceâ ca e destruída nas fossas do fundo oceânico 12 ExpansãoExpansão do do assoalhoassoalho oceânicooceânicopp As primeiras evidências p apareceram somente com as observações ffeitas pelas atividades militares durante a II Guerra MundialGuerra Mundial. Os sonares revelaram presença de cadeias de montanhas, fendas e f it f dfossas muito profundas ao invés de planícies no fundo dos oceanosfundo dos oceanos... 13 Mais tarde, foram realizadas várias explorações científicas: • A partir do final dos anos 1940 expedições oceânicas conduzidas, principalmente por pesquisadores da Universidade de Columbia e Princeton (EUA) continuaram a mapear o assoalho oceânico e coletaram milhares de amostras de rochas. •Nos anos 1950 e início dos 60 o aperfeiçoamento dos métodos de datação permitiram revelar a idade das rochas do fundo oceânico: • Descobriu-se que a crosta oceânica era muito mais jovemDescobriu se que a crosta oceânica era muito mais jovem do que se esperava = rochas com não mais que 200 M.a. A t i ét i d id d d d i l d d d i• Aumento simétrico das idades dos dois lados da cadeia meso-oceânica, ou seja, as rochas mais jovens ocorrem próximas à cadeia meso-oceânica e estas ficam cada vezpróximas à cadeia meso oceânica e estas ficam cada vez mais antigas à medida que se aproximam dos continentes. 14 Programa de Perfuração Oceânica JOIDES ResolutionJOIDES Resolution 15 Mais tarde, foram realizadas várias explorações científicas: Um navio rebocando um sensível magnetômetro registrou asUm navio rebocando um sensível magnetômetro registrou as anomalias magnéticas alternando bandas de magnetismo alto e baixo. As bandas mostraram-se aproximadamente simétricas em ambos os lados da Dorsal MesoatlânticaMesoatlântica. Qual o significado? 16 ReversõesReversões magnéticasmagnéticas Em 1963, pesquisadores ingleses e canadenses formularam a hipótese dde que: A medida que o assoalho oceânico separa se e se afasta da crista novosepara-se e se afasta da crista, novo material preenche as fraturas, continuando o processo. Desse modo o assoalho oceânico funciona como um gravador do campo magnético da Terra Cálculo da velocidade de expansão campo magnético da Terra. do assoalho: Velocidade = distância/tempo Ou por GPS em estações espalhados mundialmente. 17 Uma das 250 estações de GPS que coleta dados ao longo de falhas ao sul da Califórnia 18 MovimentoMovimento das das placasplacas modernasmodernas 19 TeoriaTeoria dada TectônicaTectônica de de PlacasPlacas Em 1965 o geólogo canadense John Tuzo Wilson g g descreveu pela primeira vez a tectônica em torno do globo em termos de placas rígidas movendo-se g p g sobre a superfície terrestre e caracterizou três tipos básicos de limites de palcasp Os elementos básicos da teoria da Tectônica de Placas foram estabelecidas no final de 1968. Em 1970 as evidências tornaram-se tão persuasivas que atualmente todos aceitam essa teoria. 20 EvidênciaEvidência dada expansãoexpansão do do assoalhoassoalho oceânicooceânico SismicidadeSismicidade mundialmundial • Distribuição dos terremotos batem com as bordas das placas 21 Evidência da expansão do assoalho oceânico Vulcanismo • Vulcões batem com algumas bordas de placas; alguns são hot-spots (pontos quentes) 22 LitosferaLitosfera e e AstenosferaAstenosfera • Litosfera (100 km espessura) é rígida e formada pela crosta e • Astenosfera (parte do manto superior) é a região onde a rígida e formada pela crosta e parte do manto superior. litosfera “desliza”. 23 TrêsTrês tipostipos de de limiteslimitespp Transformantes Divergentes Convergentes 24 LimiteLimite de de PlacasPlacas DivergentesDivergentesgg Usualmente inicia-se em áreas continentais — crescem para se tornarem bacias oceânicas 26 RiftingRifting Crosta ContinentalCrosta Continental The rifting of CC to form new ocean basin bounded by passive continental margins. This rifting can cease at any stage, it’s not necessary correct to conclude that the Afr. rift Valley, ex., will open to form a new ocean. LimiteLimite de de PlacasPlacas DivergentesDivergentesgg Islândia 28 RiftesRiftes continentaiscontinentais • Ex: leste da África• Ex: leste da África • Início da formação do oceano• Início da formação do oceano O ift t j ã• O rifteamento começa numa junção tríplice onde dois centros de expansão p p se juntam para formar a bacia oceânica, e o outro é abortado, ou seja, não se abreabre. 29 Divergent Plate BoundaryDivergent Plate BoundaryLimiteLimite dede PlacasPlacas DivergentesDivergentes ––g yg yLimiteLimite de de PlacasPlacas DivergentesDivergentes Rift ValleyRift Valley 30 LimiteLimite de de PlacasPlacasDivergentesDivergentes Rift Leste Africano Dorsal Meso-Atlântica 31 LimitesLimites ConvergentesConvergentes • Densidades relativas são importantesDensidades relativas são importantes Crosta continental ≈ 2.8 g/cm3g Crosta oceânica ≈ 3.2 g/cm3 Astenosfera ≈ 3.3 g/cm3 33 A TerraA Terra estáestá sese expandindoexpandindo??A Terra A Terra estáestá se se expandindoexpandindo?? • Nova crosta é criada nas Dorsais Meso-Nova crosta é criada nas Dorsais Meso oceânicas, enquanto a antiga crosta é destruída (reciclada nas zonas dedestruída (reciclada nas zonas de subducção). • Assim a Terra mantém o seu tamanho t tconstante. 34 Margens de Placas Margens de Placas ConvergentesConvergentes As placas tectônicas convergem, colidem e uma mergulha por baixo da outra → retorno da litosfera oceânica para o manto. Topographic expression: oceanic trench and mountain range Earthquake centers O-C. Ex: Andes centers Andes O-O. Ex: Japão, FilipinasFilipinas C-C. Ex: HimalaiaHimalaia Oceano – OceanoOceano Oceano Arcos de Ilhas: • Cinturões tectônicos de alta sismicidade • Elevado fluxo de calor e vulcões ativos • Apresenta no limite uma fossa submarinasubmarina 36 LimiteLimite de de placasplacas ConvergentesConvergentes 37 OceanoOceano –– ContinenteContinente AA ti t iti t iArcos Arcos continentaiscontinentais:: • Vulcões Ativos • Frequentemente acompanhado pela compressão da crosta superior acompressão da crosta superior – a borda continental fica enrugada e é id i t ã d t hsoerguida num cinturão de montanhas 38 LimiteLimite de de placasplacas ConvergentesConvergentes 39 40 ContinenteContinente –– ContinenteContinente N li it ti t• Nos limites oceano–continente a convergência gera a subducção. • No limite continente–continente a convergência gera deformação da crosta semconvergência gera deformação da crosta sem subducção (ambas as placas são muito flutuantes para sofrerem subducção)flutuantes para sofrerem subducção). 41 Ásia Índia Cadeia do Hi l iHimalaia 42 LimiteLimite dede PlacasPlacas ConvergentesConvergentesLimiteLimite de de PlacasPlacas ConvergentesConvergentes Placas se movendo uma em direção à outra• Placas se movendo uma em direção à outra 43 44 LimiteLimite de de PlacasPlacas TransformantesTransformantes TransformantesTransformantes •• Crosta nem é criada e nem destruídaCrosta nem é criada e nem destruída •• PlacasPlacas se se deslizamdeslizam ladolado a a ladolado Crosta nem é criada e nem destruídaCrosta nem é criada e nem destruída 45 LimiteLimite de de PlacaTransformantePlacaTransformante 46 Limite de Placas TransformantesLimite de Placas Transformantes Exemplos FalhaFalha de San Andreasde San AndreasFalhaFalha de San Andreasde San Andreas Calexico, California Carrizo Plains, Central California 47 Reconstruindo a história dos movimentos das placas A partir dos registros geológicos de cinturões de montanhas continentais mais antigos que a o ta as co t e ta s a s a t gos que a tectônica de placas estava operando há bilhões de anos antes dessa fragmentação.g ç A figura a seguir mostra um dos últimos esforços g g ç para representar a configuração dos continentes antes da Pangéia → o supercontinente Rodínia g p que se formou há cerca de 1,1 bilhão de anos e começou a se fragmentar há 750 milhões de anos.ç g 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 O mundo daqui a 150 milhões de anosO mundo daqui a 150 milhões de anos O mundo daqui a O mundo daqui a 100 100 milhões de anosmilhões de anos Mecanismo de formação dos supercontinentes: A áli d d d Austr.I. I Análise de dados paleomagnéticos – supercontinentes se formam a Am.N E+Ásia I supercontinentes se formam a cada 300‐500 Ma em um ponto do planeta que forma umAm.S Afr. ângulo de cerca de 90º com o centro do supercontinente t i (P )anterior (Pangea). 60 Ross Mitchell, Nature, Fev 2012. O que move as placasq p tectônicas? • Movimento de Convecção do manto ou • As placas voltam para o manto devido à ação de seu próprio peso (por gravidade) 61 A gravidade empurra a placa deslizando a partir da dorsal mesoceânica A l li fé i lhA lasca litosférica mergulhante puxa a placa oceânica 62 PontosPontos quentesquentes Modelo da hipótese da pluma no manto Plumas finas e quentes de material que ascende rapidamente do manto inferior 63 PONTOS QUENTES (HOT SPOTS)PONTOS QUENTES (HOT SPOTS) â PONTOS QUENTES (HOT SPOTS)PONTOS QUENTES (HOT SPOTS) • Atividades vulcânicas ligadas a porções ascendentes de material quente do manto (plumas mantélicas) • Utilizados para medir a velocidade absoluta das placas litosféricasp p • Exemplos: Havaí (intraplaca), Islândia (borda de placa), Yellowstone (intreplaca) Alinhamento de ilhas oceânicas Alinhamento de ilhas oceânicas ExEx: Ilhas do Pacífico (Havaí) : Ilhas do Pacífico (Havaí) Registros da idade, direção e migração das PlacasRegistros da idade, direção e migração das Placas. . Hawaiian block-print graphics by Dietrich Varez ©2003 The chain of islands and seamonts that extends from Hawaii to the Aleutian trench results from the movement of the Pacific Plate over an apparently stationary hot spot. Radiometric dating of the Hawaiian islands shows that the volcanic activity decreases in age toward the island of Hawaii. YellowstoneYellowstone Hot Spot - Yellowstone Grand Prismatic Spring Rainwater and snowmelt moving down through cracks inGrand Prismatic Spring. Rainwater and snowmelt moving down through cracks in the rocks are warmed by the volcanic heat of the Yellowstone Hot Spot, and then rise to the surface in springs as well as geysers. Ambientes tectônicos da TerraAmbientes tectônicos da Terra 69 TERREMOTOSTERREMOTOSTERREMOTOS TERREMOTOS (Cap. 19)(Cap. 19) O O queque sãosão terremotosterremotos??qq Com o lento movimento das placas litosféricas, da ordem de alguns cm/ano, tensões vão se acumulando em vários pontos, As tensões acumuladas principalmente perto de suas bordas. As tensões acumuladas podem ser compressivas ou distensivas, dependendo da di ã d i t ã F lhdireção de movimentação relativa entre as placas. Falha Quando essas tensões atingem o limite de resistência das rochas O plano de ruptura forma o que se chama de falha geológica. resistência das rochas, ocorre uma ruptura. O movimento entre os blocos de cada lado da ruptura geramO movimento entre os blocos de cada lado da ruptura geram vibrações que se propagam em todas as direções. Foco: local onde ocorreu a ruptura inicial. Epicentro Epicentro: ponto na superfície i d f FocoFoco acima do foco. Ondas Ondas FalhaFalhasísmicassísmicas • Os terremotos continentais raramente são mais profundos que 20 km = a crosta nessas altas temperaturas e pressões deforma-se como material dú til ã d f f t tdúctil e não pode sofrer fraturamento. •Em zonas de subducção onde a crosta oceânica maiscrosta oceânica mais fria é jogada dentro do manto osdo manto, os terremotos podem ocorrer em profundidade de até 690 km Em limites convergentes a profundidade do foco aumenta ao longo de uma zona sísmica chamada zona de Benioff. Abalos precursoresAbalos precursorespp Abalo precursor pequeno terremoto que ocorre próximo porém antesAbalo precursor – pequeno terremoto que ocorre próximo, porém antes, de um abalo sísmico principal. É difí il l di ti i b l t i d t t tÉ difícil, em geral, distinguir os abalos anteriores de outros terremotos pequenos que ocorrem aleatoriamente em falhas ativas. Abalos precursores Abalos secundários Abalos secundáriosAbalos secundários Abalo secundário – terremoto que ocorre após um abalo sísmico anterior de maior magnitude. Eles seguem o terremoto principal em sequências e seus focos são distribuídos no plano da falha do abalo sísmico principal e em torno dele. A magnitude e o tamanho dos abalos secundários dependem da magnitude do abalo sísmico principal: - Abalos sísmicos de magnitude 5 podedurar poucas semanas e o de 7, alguns anos. - O tamanho normalmente varia de uma unidade. Ex. terremoto de magnitude 7 d b l dá i té 6pode gerar abalo secundário até 6. Abalos precursores Abalos secundários SismologiaSismologiaSismologiaSismologia •Estudo da propagação de energia mecânica g que é liberada por terremotos e explosões por toda a Terra. • Quando a energia é liberada dessa forma as• Quando a energia é liberada dessa forma, as ondas se movimentam através das rochas ao redor da fonte de energia (o foco) - como o efeitoredor da fonte de energia (o foco) como o efeito de um pedregulho lançado numa lagoa. (a) Sismógrafo desenhado para detectar o movimento vertical(a) Sismógrafo desenhado para detectar o movimento vertical Sismógrafos - registram os eventos sísmicos (a) Sismógrafo desenhado para detectar o movimento vertical(a) Sismógrafo desenhado para detectar o movimento vertical O peso é fixado em relação à Terra com certa folga (por mola)... peso mola peso O chão move se Canetamove-se para cima O chão move-se para baixo Caneta registradora A caneta traça as diferenças de movimento entre o peso e o chão ....de modo que não é elevado pelo movimento do chão. (b) Sismógrafo desenhado para detectar o movimento horizontal(b) Sismógrafo desenhado para detectar o movimento horizontal o chãomovimento do chão. O chão move-se para a esquerda O chão move-seO chão move se para a direita peso mola As ondas sísmicas geradas no foco de um terremotoAs ondas sísmicas geradas no foco de um terremoto propagam-se através da Terra e sobre sua superfície, atingindo um sismógrafo distante do evento.g g As ondas Primárias, Secundárias e de Superfície propagam-se em diferentes velocidades e atingem o i ó f i t t dif tsismógrafo em instantes diferentes. Ondas P (compressional) Velocidade: 6 8 km /sVelocidade: 6-8 km /s. Movimento paralelo à direção da propagação Similar às ondas de somSimilar às ondas de som. O d d lh tO quadrado vermelho representa a contração e a expansão em uma seção da rocharocha. Ondas S (cisalhamento) Velocidade: 4-5 km / s. Movimento perpendicular ao sentido da propagaçãoMovimento perpendicular ao sentido da propagação Resultado da resistência ao cisalhamento dos materiais. Não atravessa líquidos.ão at a essa qu dos O quadrado vermelho mostra como uma seção da rocha é deformadadeformada. Ondas de Superfície Velocidade: levemente menor que as ondas S. Necessitam de espaço para formar as ondulaçõesNecessitam de espaço para formar as ondulações. Existem dois tipos: 1. A superfície do chão move-se verticalmente num movimento lí ti d l telíptico ondulante, que se extingue à medida que a profundidade aumenta. 2. O chão é movimentado lateralmente, sem movimento vertical. LocalizandoLocalizando umum EpicentroEpicentroLocalizandoLocalizando um um EpicentroEpicentro • A diferença entre os tempos de chegada das ondas P e Schegada das ondas P e S registrados num sismógrafo é uma função da distância do epicentro. P t t é á i l• Portanto, é necessário pelo menos três estações para determinar o ç p local de um epicentro. 1- As ondas sísmicas de um terremoto se propagam concentricamente a partir do foco e atingem diferentes estações sismográficas em diferentes instantes. 2- O gráfico de tempo x distância é chamado de curva de deslocamento-tempo. O intervalo entre as curvas de deslocamento p das ondas P e S aumenta com a distância 3- Relacionando o intervalo de tempo com o espaçamentocom o espaçamento das curvas, pode se determinar a distância d t ã téda estação até o epicentro. Ex: um intervalo de 8 minutos corresponde 5 600km de distância~5.600km de distância do epicentro. 4- Traçando-se um círculo com o raiocírculo com o raio calculado a partir das curvas de deslocamento-tempo em torno de cada estaçãoestação sismográfica.... 5- ...o ponto onde í los círculos se intersectam irá localizar o epicentro. MedindoMedindo aa ForçaForça dodo TerremotoTerremotoMedindoMedindo a a ForçaForça do do TerremotoTerremoto 1 Deslocamento superficial1. Deslocamento superficial 2. Tamanho das áreas deslocadas 3. Duração da agitação 4. Escalas de magnitudes com base na quantidade de energia q g liberada. Ex: Escala Richter. 5 Escalas de intensidade com base5. Escalas de intensidade com base nos danos e percepção humana. Ex: Escala Mercalli modificadaEx: Escala Mercalli modificada. Escala RichterEscala Richter - A escala é logarítmica Mede se a amplitude daMede-se a amplitude da maior onda sísmica (23 mm)... ...e o intervalo de tempo entre as chegadas daentre as chegadas da onda P e S (24 s) para determinar a distância do epicentro até a estação.epicentro até a estação. Por meio da plotagem Por meio da plotagem das duas medidas nestes gráficos e conectando os pontos, determina-se a p magnitude Richter do terremoto (5,0). Os grandes terremotos ocorem com frequência menorOs grandes terremotos ocorem com frequência menor que a dos pequenos. Relação entre momento sísmico (escala esquerda), liberação de energia por terremoto (escala direita), no de terremotos/ano no mundo (escala meio). DeterminaçãoDeterminação dos dos mecanismosmecanismos de de falhamentofalhamento a a partirpartir de dados de de dados de terremotosterremotosterremotosterremotos Falha de movimento de diferentes tipos de falhasp (normal, inversa ou transcorrente) produzirá especificidades das ondas sísmicas (a) Linha de falham (b) Falha Normal (c) Falha inversa (d) Falha transcorrente DistribuiçãoDistribuição de de TerremotosTerremotos • não aleatório • principalmente em torno de margens de placa (mas também visto no interior da placa) Dorsal meso-oceânica (divergência) Falha normal Falhas transformantes (cisalha/o lateral) Rifte (divergência) Os terremotos rasos coincidem com o falhamento normal, em limites di tdivergentes, e como o falhamento transcorrente emtranscorrente, em falhas transformantes. Fossas oceânicas (convergência)( g ) Os grandes terremotos rasos ocorrem principalment e em falhas de empurrãode empurrão, em limites de placas. Os terremotos de foco Os terremotos de foco intermediário ocorrem intermediário ocorrem na placa descendente.na placa descendente. Os terremotos de foco profundo ocorrem na placa na placa descendente.na placa descendente. descendente. QuaisQuais sãosão osos efeitosefeitos destrutivosdestrutivos dos dos terremotosterremotos?? 1 Movimentos no solo terremotosterremotos?? 1. Movimentos no solo "Os terremotos não matam pessoas edifícios matam pessoas “pessoas,edifícios matam pessoas. 2 Incêndio2. Incêndio 3 M t (t i) l id d3. Maremotos (tsunami) com velocidades de 500-800 km/h em mar aberto formam d 1 ltondas com apenas ~ 1m altura, mas que ficam maiores em águas rasas (até 20 m). • Tremor de terra – amplitude, duração e danos aumentam em rochas pouco consolidadasrochas pouco consolidadas Água Onda R h Lama sísmica Rocha sólida Lama (saturada com água) Rocha sedimentar bem consolidada Rocha sedimentar consolidada Falha de empurrão Movimento do assoalho oceânico Um tsunami tem alguns cm de lt tproduz ascensão de água que se move como longa onda marítima (tsunami) altura no oceano e aumenta em vários metros em águas rasas. ÁreaÁrea devastadadevastada pelopelo tsumanitsumani no no JapãoJapão, , devidodevido aoao terremototerremoto de de escalaescala 8.9 8.9 emem 11 de 11 de marçomarço de 2011 de 2011 (extra.globo.com). 101 102 QuaisQuais sãosão osos efeitosefeitos destrutivosdestrutivos dos dos terremotosterremotos?? 4. Deslizamentos Todos os tipos de perda de massa liquefação - perda súbita de força nos sedimentos saturados de áágua. 5. Ruptura de5. Ruptura de barragem. 6 Mudança de cursos6. Mudança de cursos dos rios. A id d d Y R hi (P )As cidades de Yungay e Ranrahirca (Peru) foram soterradas durante o terremoto demagnitude 8 em 1970 devido ao deslizamento. Simulação em computador da irradiação de tsunamis causados por um terremoto de magnitude 7 7 nas Ilhas Aleutasum terremoto de magnitude 7,7 nas Ilhas Aleutas. A onda principal do tsunami atinge as ilhas do Havaí cerca de 4h30min após o terremoto. PrevisãoPrevisão de de TerremotoTerremoto • A longo prazo imprecisa (mas possível) De acordo com a teoria do rebote elástico, o intervalo de recorrência é dado pelo número de anos necessário para acumular a deformação que será liberada por movimentação da falha em um terremoto futuroterremoto futuro. O intervalo de recorrência pode ser calculado a partir da taxa de movimentação da falha e do tamnho dada taxa de movimentação da falha e do tamnho da área de movimentação esperados. • De curto prazo precisa (muito difícil)• De curto prazo precisa (muito difícil) • Não podemos deixar de ter terremotos, por isso temos de estar preparados para elestemos de estar preparados para eles Previsão de TerremotoPrevisão de TerremotoPrevisão de TerremotoPrevisão de Terremoto • As estações de GPS podem registrar o lento ç p g movimento das placas. Esses instrumentos podem também medir a p deformação que é dada por tais movimentos, assim como o repentino movimento em uma flaha quando ela é rompida em m terremotoela é rompida em um terremoto. Recentemente descobriu-se que eles medem os d li t t itó i (d t d ã ) ideslizamentos transitórios (de curta duração) mais profundos em limites convergentes. S á t d d l t d lSerá que esses eventos de deslocamento gradual podem ser usados para prever terremotos? MapaMapa Mundial de Mundial de perigoperigo sísmicosísmico Barreira de tsunami no Japão Conjunto habitacional perto da Falha de p Santo André em São Francisco (EUA) ATIVIDADEATIVIDADE Determinando o epicentro de um terremoto Trazer na próxima aula:Trazer na próxima aula: 2 folhas de papel milimetrado2 folhas de papel milimetrado 1 régua 1 compasso 1 lápis preto 110
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