A Sismologia

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A SISMOLOGIA
Nomes: Gabriel, Leonardo, Lucas e Samuel
Disciplina: Geologia
Professor: Gustavo Corbellini Masutti
A sismologia estuda os tremores de terra. A partir deles, ela tenta entender a distribuição geográfica, o significado tectônico e geodinâmico, a mecânica e os efeitos sobre as paisagens e populações. Ela tenta igualmente abordar a previsão dos sismos e a defesa contra seus efeitos. O estudo do percurso das ondas ligadas aos terremotos longínquos ensina-nos também sobre a estrutura do globo em profundidade (tomografia sísmica).
Às consequências próprias dos sismos acrescentam-se os efeitos devastadores de outros riscos naturais desencadeados pela atividade sísmica: maremotos (tsunâmis), deslizamentos de terreno e até, em certos casos, modificações definitivas do traçado de costa. No caso de eventos muito intensos, as populações atingidas devem contar também com o risco de epidemia. O número de vítimas nem sempre está diretamente ligado ao sismo em si.
A História da Sismologia
A catástrofe de Lisboa (que deixou 60.000 mortos) em 1755, teve um papel importante no desenvolvimento das ideias do século XVIII, arruinando a filosofia otimista.
Aos poucos, a comunidade científica procurou dar uma explicação racional sobre o fenômeno. John Mitchell calculou a velocidade de propagação dos sismos. Ele estabeleceu um método baseado nas direções dos choques observados para localizar os epicentros. Sua abordagem conceitual representou um enorme progresso no conhecimento dos sismos: “os terremotos são provocados por blocos de rochas que se deslocam sob a superfície e em profundidades quilométricas”.
A sismologia experimental foi inventada pelo engenheiro irlandês Robert Mallet que estudou a propagação de ondas provocadas por explosões artificiais. Ele mostrou que a velocidade variava em função dos materiais. Ele também estabeleceu o primeiro mapa da sismicidade das regiões mediterrâneas. Durante uma análise que fez de um tremor de terra, ele pôde, após medir fissuras, quedas e deformações nas edificações de alvenaria, avaliar as forças em jogo (“onda de compressão elástica provocada pela deformação súbita dos materiais de uma porção da crosta terrestre ou pelo relaxamento das pressões e o fraturamento consequente”). Mais ainda, ele localizou o foco e propôs o uso de mapas isossísmicos.
O primeiro registro à grande distância foi obtido em 1889, em Postdam, por Von Reben Paschwitz, graças a pêndulos extremamente precisos construídos (Figura ao lado), a princípio, para detectar as variações locais da componente horizontal das ondas sísmicas.
Características Gerais dos Sismos
Definição de um sismo
Trata-se de um abalo brutal do solo provocado pela chegada de ondas elásticas geradas em profundidade após uma ruptura e um movimento relativo brusco de dois blocos litosféricos. Disso resulta uma liberação instantânea de energia elástica que tinha se acumulado lentamente.
H. Reid foi o primeiro a vincular tremores de terra e movimentos tectônicos associados propondo a teoria do rebote elástico em uma zona tectonicamente ativa, a tensão aumenta no decorrer do tempo até atingir um valor crítico a partir do qual as rochas não podem mais suportar essa tensão. Produz-se, então, um deslocamento brutal em um local de menor resistência, muitas vezes na zona de uma falha prexistente, que permite relaxar a tensão. As rochas distendem-se e entram em vibração.
O sismo é, geralmente, seguido por abalos de menores importâncias, ditos réplicas, cujo número decresce com o tempo. A partir do final do terremoto, a energia acumula-se novamente até que atinja outra vez o limiar de ruptura, provocando uma nova liberação brutal de energia. Essas sucessões de períodos de quiescência e atividade constituem o ciclo sísmico. Denomina-se foco ou hipocentro o ponto em que começa o movimento inicial e há liberação de energia. O epicentro é a projeção do foco sobre a superfície terrestre e corresponde ao local onde o abalo é máximo.
Intensidade
Os terremotos vêm sendo classificados desde o último século. À escala Rossi-Forel, hierarquizada por 10 graus, sucedeu-se a escala de 12 graus, habitualmente dita de Mercalli modificada (1956); depois, foi definida a escala MSK (Medveder, Sponheuer, Karnik, 1964). Elas baseiam-se nos danos causados: uma investigação junto às autoridades locais permite traçar um mapa isossísmico
Magnitude
A avaliação da energia liberada durante um tremor de terra é muito difícil de ser realizada e deu lugar a muitos cálculos teóricos. Em 1935, Richter (Figura abaixo) fez uma avaliação empírica instrumental e propôs, para calcular a grandeza dos sismos da Califórnia, uma escala de magnitude simples. Ela baseia-se no logaritmo decimal da amplitude de oscilação máxima de um sismógrafo padrão (do tipo pêndulo de torção de curto período, da marca Wood-Anderson), medida em micra, que seria colocado a 100 km do epicentro. Na prática, essa escala “californiana”, dependente do tipo de instrumento, é apropriada apenas para sismos próximos e superficiais (profundidade inferior a 30 km) e deve ser adaptada para ser utilizada em outras regiões.
Efeitos dos sismos
Dimensões da ruptura:
A magnitude medida para um sismo permite calcular a energia liberada durante o deslizamento sobre o plano de falha. Os modelos de ruptura elástica permitem calcular três parâmetros fundamentais: o comprimento e a largura do plano de ruptura (em quilômetros) e o deslizamento ao longo do plano de ruptura.
2. Efeitos de superfície, deformação cossísmica, movimentos cumulativos e recorrência.
O abalo principal, às vezes, é precedido por leves tremores que provocam a inquietação dos animais (fenômenos premonitórios), e frequentemente é seguido por várias centenas de abalos ou réplicas que se fazem sentir durante vários meses, atrapalhando as obras de desobstrução e de reconstrução.
Deformação cossísmica: Qualifica-se de cossísmica a deformação ocorrida durante o sismo e de intersísmicas as deformações eventuais muito lentas, não perceptíveis diretamente, que ocorreram entre dois grandes sismos, ou seja, durante o ciclo sísmico.
b) Deformação acumulada e recorrência sísmica: Para o estudo sismológico de uma dada região, é importante compreender como a deformação induzida por um sismo adiciona-se às deformações anteriores. Pode-se tentar quantificar a frequência de retorno dos principais eventos. Isso constitui o estudo da recorrência sísmica. Como as rupturas alcançam a superfície somente durante sismos rasos de grande magnitude, os vestígios topográficos visíveis de antigos sismos violentos, pelo menos nas regiões continentais, não são frequentes. Alguns desses vestígios são conhecidos ao longo de limites de placas com altas taxas de soerguimento. Se a velocidade de erosão é mais rápida que a velocidade de soerguimento dos relevos na falha sísmica, pode-se até prever que todo vestígio topográfico de atividade sísmica será rapidamente removido. 
 c) Maremotos e tsunâmis: Os sismos submarinos desencadeiam oscilações que podem passar despercebidas dos marinheiros no mar, mas que se abatem sobre a costa por uma ou várias ondas gigantes chamadas de maremoto, ou tsunâmi. Em 1960, após o terremoto do Chile, o tsunâmi atingiu 30 m de altura no fundo de algumas baías em forma de V. Ele fez várias centenas de vítimas no Japão e em torno de 50 vítimas no Havaí. 
No caso do sismo ocorrido em sumatra na data de 26 de dezembro de 2004, primeiro notou-se o recuo do mar e as ondas chegaram a alcançar alturas de 10 metros. Ela atingiu as costas da tailândia, Birmânia e Bangladesh, uma hora após o sismo. As ilhas Rodrigues, Maurício e Reunião sentiram fortes ondulações no nível do mar 8 horas após.
Nos países atingidos não houve qualqueraviso sobre riscos de maremotos.
Noções de risco sísmico e proteção contra os sismos
Probabilidade, Vulnerabilidade e Risco Sísmico
Nas regiões atingidas pelos sismos violentos, vê-se claramente que o nível de danos e perdas humanas está diretamente associado ao tamanho das obras humanas e à quali- dade da urbanização.
É importante diferenciar três termos: Probabilidade, vulnerabilidade e risco sísmico.
Risco sísmico: potencialidade de uma região sofrer um abalo sísmico de dadas características(localização, profundidade do hipocentro, etc...)
Vulnerabilidade: varia conforme o número de pessoas possivelmente expostas e de características, regionais.
Probabilidade: depende das características geológicas ou geotécnicas do terreno sob o qual existem obras humanas. Denominado efeito local ou de sítio.
b)	Previsões de sismos:
Baseia-se no conhecimento do risco sísmico, fazendo o inventário histórico dos sismos.
Zonas sísmicas dormentes durante muito tempo, constituem zonas de risco, pois, existe muita energia acumulada. Como as falhas de Santo André e São Francisco nos EUA que deslizam milímetros por ano.
c)	A prevenção contra os efeitos dos sismos:
Não construir em zona de falhas e, em uma região sísmica, em terrenos declivosos ou terrenos pouco coesos, aluviões em partccular, que entram em ressonância.
O Japão busca trabalhar com construções muito leves. Deve se evitar superestruturas (terraços, marquises e sacadas). 
As melhores soluções permanecem, sendo a educação da população e o respeito às normas de construção.
Distribuição global
Existem três zonas principais de atividade sísmica:
Nas dorsais meso oceânicas: sismos rasos, profundidade inferior a 20 KM.
No cinturão transeurasiático: sismos mais profundos até 70km de profundidade, resultado de movimentos de placas em limites convergentes.
Na zona circumpacífica: sismos coincidem com a localização das grandes fossas oceanicas. Nessa zona que 80% da energia sísmica total é liberada.
Os índices de sismicidade
Permite comparar as atividades. Pode-se levar em conta o número anual de abalos. Japão, seguido de Chile e Nova Zelândia, lideram a lista.
A Geografia dos Sismos
Sismógrafos e sismogramas
O sismógrafo trata-se de um pêndulo que apresenta uma forte inércia, ligado a um suporte engastado no solo e sensível aos seus movimentos.
A Propagação das Ondas Sísmicas
Uma estação sísmica comporta três sismógrafos. Dois registram os movimen- tos horizontais (eles são postos perpendicularmente um ao outro N-S e L-O), o terceiro, os movimentos verticais.
Os progressos da sismologia pro- vêm igualmente de colocar as estações em rede, o que permite reduzir os custos das observações e garante o livre acesso aos dados.
Os registros ou sismogramas são, geralmente, difíceis de ser decifrados, em razão de reflexões e refrações múltiplas sobre as diversas superfícies de descontinuidade que se encontram no interior do globo.
A Natureza dos Diferentes Tipos de Ondas
Ondas de volume (P e S) propagam-se em todas as direções e atravessam o planeta segundo linhas sistêmicas.
Ondas de superfície (L) provocam abalos até certa profundidade, são chamadas de ondas guiadas por se propagarem horizontalmente ao longo das descontinuidades do globo. 
Quando uma perturbação se produz no interior de uma corpo sólido perfeito (homogêneo, isótropo e elástico), dois tipos de ondas de volume nascem e propagam-se em todas as direções: 
Ondas longitudinais, as ondas P onde as partículas se deslocam na direção da propagação e produzem uma série de compressões e extensões sucessivas. 
Ondas transversais, as ondas S onde as partículas se deslocam na direção perpendicular à propagação.
Ondas L, transmitem a maior parte da energia. As ondas Love (L) são polarizadas e se propagam horizontalmente, as ondas Rayleigh (R) tem uma movimento complexo em forma de elipse com o eixo maior na vertical e em sentido contrário a propagação.
A Velocidade das Diferentes Ondas e a Localização do Sismo
	Durante um terremoto é possível calcular a velocidade das diferentes ondas com a distância a chegada das mesmas através de estações receptoras. As ondas L se propagam a uma velocidade constante, já as ondas P e S se propagam a uma velocidade crescente com a distância percorrida.
Comportamento das ondas nas interfaces (descontinuidades), trajetórias das linhas sísmicas e ondas cônicas
	Quando uma frente de onda encontra dois meios com propriedades físicas bem distintas, uma parte da energia retorna no meio 1 (reflexão) e outra parte passa para o meio 2 (refração). Assim, quando uma onda P ou S encontra uma descontinuidade ela pode originar quatro ondas: duas ondas refletidas ( Longitudinal P e transversal S) e duas ondas refratadas sendo Longitudinal e transversal. As ondas S podem-se decompor em Sh cujo vetores de vibração estão sobre um plano horizontal, ou em Sv cujo vetores de vibração estão sobre um plano vertical.
	Uma onda P gera ondas P e Sv refletidas, ou P e Sv refratadas quando não há reflexão total. O mesmo ocorre para uma onda Sv. Já, uma onda Sh irá formar somente uma onda Sh refletida e uma onda Sh refratada.
Em profundidade o meio terrestre não é homogêneo, pois a densidade aumenta. Como a velocidade das ondas sísmicas é função da densidade, ela também aumenta com a profundidade!
Os Mecanismos no Foco
	O movimento no sismo de um foco explica o movimento que ocorreu durante a ruptura entre dois blocos. Se o plano de falha é subvertical e o deslizamento horizontal, trata-se de um cisalhamento. Se o plano e deslizamento tem uma orientação qualquer pode-se tratar de uma falha inversa ou uma falha normal. Para o movimento do solo com ondas P, determina-se a direção através da orientação da estação em relação a falha responsável pelo sismo. As partículas podem parecer se deslocar em direção a fonte sísmica (dilação) ou afastar-se da fonte (compressão).
	Para os sismos muito intensos, constata-se que pode o globo terrestre pode ser dividido em quatro quadrantes, dois com compressão e dois com dilatação. Podendo-se determinar o campo de tensões das placas tectônicas e seus bordos, ou encontrar o sentido de deslocamento de uma falha principal. 
800 - 11.500 km - recepção banal de ondas P e S;
11.500 - 14.500 km - zona de sombra sísmica, ausência de recepção de ondas P e S;
acima de 14.500 km - ondas sob a sigla PKP;
ondas que atravessam a estrutura que separa o núcleo interno do externo - ondas sob a sigla PKIKP.
Sismologia e Estrutura da Terra
Os Constituintes das Estruturas Terrestres 
Birch (1961) mediu as velocidades de propagação das ondas em diversos materiais submetidos a condições de temperatura e pressão variáveis. Constata-se que a velocidade aumenta realmente com a densidade para uma dada substância e que a inclinação das retas obtidas para os diferentes corpos diminui em função do número atômico crescente. A comparação desses valores experimentais com aqueles efetivamente observados no manto e no núcleo leva a admitir que o manto deve ser rico em silício e o núcleo em ferro.
Um manto heterogêneo
a)	Uma estrutura heterogênea vertical: o modelo PREM 
Estudos mais detalhados evidenciaram uma fraca diminuição da velocidade das ondas P e S a cerca de 100 km de profundidade. Essa zona de baixa velocidade, seguidamente chamada de LVZ (iniciais da expressão Low Velocity Zone, ou, em português, ZBV, zona de baixa velocidade) estende-se de 125-140 km até 235 km de profundidade. A diminuição de velocidade das ondas sísmicas é atribuída a uma fusão, muito parcial (1%), do material do manto. Essa peculiaridade sísmica possibilita definir uma nova esfera terrestre, a astenosfera, estrutura menos viscosa que separa outras duas mais rígidas, a litosfera (constituída da crosta e da parte superficial do manto) e a mesosfera (constituída pelo resto do manto). Astenosfera significa a esfera onde a rigidezestá ausente. Abaixo da astenosfera, entre 400 e 500 km e entre 650 e 700 km, observa-se um aumento da velocidade das ondas sísmicas em função da profundidade. 
b)	A heterogeneidade lateral: a tomografia sísmica
A tomografia sísmica permite uma cartografia, em diferentes profundidades, das heterogeneidades mantélicas. O método consiste em comparar as velocidades das diferentes ondas recebidas por numerosas estações durante um sismo com as velocidades teóricas deduzidas de um modelo da Terra de simetria esférica do tipo PREM. Põem-se então em evidência zonas “anormais”, onde a velocidade das ondas é ora maior ora menor que aquela prevista nesse local pelo modelo. A tomografia sísmica traz uma representação sísmica dos segmentos da litosfera mergulhante, das correntes de convecção e das plumas que atravessam o manto.
Ao comparar os dados relativos das velocidades sísmicas e os parâmetros físico-químicos reinantes no interior da Terra, constata-se que as velocidades sísmicas resultam ao mesmo tempo das modificações contínuas dos parâmetros físicos (temperatura, pressão e, em certas áreas, densidade) e das modificações químicas descontínuas. Pode-se igualmente notar que uma variação contínua de temperatura e pressão leva a mudanças descontínuas do estado da matéria (sólida no manto, líquida no núcleo externo, sólida no núcleo interno).
Os modelos de simetria esférica nada mais são do que uma visão muito esquemática da estrutura terrestre. Eles permitiram um progresso capital no conhecimento do globo terrestre, notadamente porque tornaram possível uma simplificação dos cálculos. Temos visto que a tomografia mostra que essa simetria não é mais válida quando analisamos em detalhe. O manto é heterogêneo tanto no plano vertical quanto no plano horizontal.
Conclusões
POMEROL, CHARLES, LAGABRIELLE, YVESRENARD, MAURICE et al. Princípios de Geologia. 14. ed. Paris: Bookman, 2013.
Referências