Aula 6
Terremoto e leis do atrito
O entendimento tradicional sobre tectonismo define que a cima da litosfera há uma camada com baixa deformação elástica (chamada crosta terrestre), isso nos da duas teorias quanto a sua deformação: a primeira é uma frágil fratura dessa crosta com a liberação de material piroplastico (lava), a segunda esta associada a duas variáveis, força e a associação frágil de matérias que tendem a se fraturar, porem esses dois pontos de vista são imprecisos o que pode levar a erros na mecânica dos terremotos. Porem uma nova teoria vem sendo observada, com a análise de terremotos que nunca ocorrem pelo aparecimento de uma nova falha, eles ocorrem em falhas preexistentes, com isso percebemos que esses terremotos são gerados pelo atrito. Essa distinção foi observada cedo pelos pesquisadores, mas somente em 1966 que Brace e Byerlee cogitou que os terremotos são resultados de um desliza-cola, assim o terremoto é o desliza e o cola é um período onde há a acumulação de deformação elástica, após essa observação foi criada uma completa lei sobre rochas. O que nos intriga é que uma nova gama de fenômenos está parecendo resultar desse atrito sobre as zonas de falhas. No modelo padrão de desliza-cola, o deslizamento começa quando o stress normal da superfície atinge o coeficiente de atrito estático, após o inicio do deslizamento o atrito cai para o seu coeficiente dinâmico, isso é, gera uma redução no seu valor, e devido a essa redução da remitência esse conjunto pode deslizar dependendo da rigidez do sistema, que resulta em uma instabilidade dinâmica. Essa descoberta verificou que o conteúdo do modelo padrão de terremotos deveria ser revisto, a) pois para superfícies que estão em contato estático por um período de tempo t o coeficiente de atrito dinâmico sobe com o log t, b) o atrito dinâmico depende da V (velocidade) de deslizamento que pode ser negativa ou positiva dependendo do tipo de rocha e outros fatores, c) após a súbita mudança de velocidade o atrito se eleva retornando a um ponto de equilíbrio (atrito estático), essa velocidade gera uma distancia L que é o cola. Ainda existem muitos detalhes a ser elaborados sobre a lei de atritos, como seus parâmetros, suas propriedades e parâmetros na aplicação aos fenômenos sísmicos, porem essa discussão nos levou a um entendimento melhor quanto a mecânica dos terremotos e assuntos relacionados a ela.
Referencias:
Scholz C. H.Earthquakes and friction laws Nature 391 (6662); 37-42 (1998)
Terremotos: como prevê-los?
Embora a ciência já tenha revelado muito sobre as causas do terremoto, os pesquisadores ainda se ressentem da falta de segurança para prever a sua ocorrência Giovani Vasconcelos
Terremotos são fenômenos naturais que impressionam tanto pela capacidade de destruição como pela dificuldade de prevê-los, dada a complexidade dos processos físicos envolvidos. Desde a Antigüidade – o primeiro instrumento para detecção sísmica foi inventado pelos chineses no século II –, buscamos compreender os terremotos e aperfeiçoar nossos métodos de predição.
Nos últimos 15 anos, têm-se acumulado evidências de que os terremotos exibem características comuns a vários outros sistemas físicos, tais como os sistemas caóticos e os fractais. O estudo desses novos aspectos da física de terremotos transcende o interesse meramente acadêmico e pode ser de grande importância prática, como argumentaremos abaixo.
A moderna teoria da origem dos terremotos assenta-se sobre dois pilares: a teoria tectônica de placas e a teoria do rebote elástico. Segundo a teoria tectônica, a crosta terrestre está fragmentada em diversos segmentos (placas) que se movem lentamente uns em relação aos outros. Por exemplo, a placa da América do Sul, que se estende até o meio do Oceano Atlântico, está se afastando da placa africana a uma taxa de aproximadamente três centímetros ao ano. Em uma falha geológica, que corresponde à região de contato entre duas placas tectônicas, o atrito se opõe ao deslizamento relativo das placas, tentando mantê-las “coladas” entre si. Impedida de se mover ao longo da falha, a crosta terrestre vai se deformando lentamente em virtude de suas propriedades elásticas.
Um terremoto acontece quando a força elástica em algum ponto da falha supera a força de atrito, provocando então um deslizamento brusco, o chamado rebote elástico. (Os tremores sentidos na superfície da terra são causados por ondas sísmicas, ou seja, vibrações da crosta terrestre originadas durante o terremoto e que podem se propagar por milhares de quilômetros.)
A origem tectônica dos terremotos é confirmada pela observação experimental de que a grande maioria dos abalos sísmicos acontece, de fato, nas fronteiras entre placas.
Isso explica, por exemplo, por que o Brasil, que se encontra no centro da placa da América do Sul, está relativamente livre de terremotos, enquanto o Chile, por se situar próximo à borda ocidental da nossa placa, está em uma zona de risco. Terremotos podem acontecer também em falhas existentes no interior de uma placa, mas esses são, em geral, de pequena intensidade. É o caso, por exemplo, dos tremores sentidos em Caruaru recentemente e em João Câmara (RN), em 1986. Embora os aspectos gerais da origem dos terremotos sejam bem compreendidos, os detalhes de como se dão esses deslizamentos ainda precisam ser mais bem elucidados, e nessa empreitada o estudo de modelos físicos simples é uma ferramenta bastante útil.
Um modelo simplificado para terremotos consiste de dois blocos de rocha apoiados um sobre o outro, com o bloco inferior fixo e o superior ligado por meio de uma mola a um suporte horizontal que se move lentamente. À medida que o suporte avança, alonga-se a mola e aumenta, portanto, a força elástica sobre o bloco superior, até chegarmos a uma situação em que a força elástica supera a força de atrito e o bloco começa a deslizar.
Dependendo do tipo de atrito cinético entre as rochas, o deslizamento resultante pode ser rápido (terremoto) ou apenas gradativo (creep). Assim, se conhecêssemos o atrito atuando numa dada falha, poderíamos determinar, a priori, se essa falha apresentaria atividade sísmica ou se seria inativa. Infelizmente, determinar o atrito em condições geológicas não é fácil, de modo que nesse aspecto nosso modelo é mais de interesse teórico do que prático.
Recentemente, estudamos uma versão mais sofisticada do modelo acima, em que o bloco superior está ligado ao suporte móvel através de duas molas dispostas perpendicularmente entre si. Nesse caso, a dinâmica do sistema é muito mais complexa, apresentando um comportamento caótico em que terremotos acontecem de maneira imprevisível. Concluindo, a existência de caos em modelos simples de terremotos deve ser vista como uma forte evidência de que terremotos reais são, muito provavelmente, fenômenos caóticos. Esse fato, por si só, tem sérias implicações práticas, pois limita consideravelmente nossa capacidade de predição.
Giovani Vasconcelos é professor do Departamento de Física da UFPE
Fonte:
www.ufpe.br
O terremoto é uma oscilação rápida e freqüentemente violenta da superfície da Terra (do solo ou do fundo do oceano) provocada pela fricção interna das partes móveis da crosta terrestre. Enquanto os tremores suaves podem ocorrer em qualquer região do globo, os grandes terremotos geralmente ocorrem perto das bordas das principais placas que constituem a crosta e ao longo das elevações no meio do oceano, onde uma nova crosta está em formação.
O alcance e o impacto dos terremotos depende da energia que liberam; seu ponto de origem está geralmente localizado em uma profundidade não superior a 30 km, sendo denominado foco. O epicentro é o ponto da superfície terrestre localizado verticalmente acima do foco; as ondas de choque deslocam-se para o exterior do epicentro com velocidades distintas em diferentes camadas da crosta terrestre.
São vários os tipos de ondas que resultam de um terremoto. O primeiro é o das ondas superficiais, muito fortes perto do epicentro e responsáveis pelos maiores danos de um terremoto. Como sua intensidade se reduz muito rapidamente, torna-se impossível detectá-las, em regra, a uns 320 quilômetros do epicentro, embora as ondas longas, muito mais fracas, possam percorrer grandes distâncias. Mas, a uma certa distância do epicentro, as ondas observadas geralmente percorrem o próprio interior da Terra, recebendo a denominação de ondas primárias e ondas secundárias. Por se deslocarem com maior velocidade, as ondas primárias chegam antes ao observatório. Além disso, as ondas secundárias praticamente não conseguem atravessar as massas líquidas.
A escala Richter
Os abalos sísmicos são classificados de acordo com a energia mecânica, ou onda de choque, que liberam. A convenção usada para medí-la segundo uma simples pontuação é a escala Richter, introduzida em 1935 pelo sismólogo americano Charles Francis Richter (1900 - 1985). Ele pretendia empregá-la apenas para avaliar a intensidade de terremotos no sul da Califórnia, detectados por um sismógrafo. A partir dessas primeiras experiências de Richter, os abalos mais fracos receberam valores próximos de zero e a escala foi construída de forma que o acréscimo de cada ponto ou unidade representasse um aumento equivalente a 10 vezes na magnitude do terremoto. Pela convenção, o zero eqüivale aproximadamente ao choque produzido no chão por um homem que salta de uma cadeira. Devido a seu método objetivo de avaliação, a escala Richter foi adotada como padrão universal.
Sismógrafos
Os aparelhos destinados ao registro dos terremotos, denominados sismógrafos, se baseiam na obtenção de um ponto relativamente fixo, o qual, enquanto a Terra se move conserva, por assim dizer a mesma posição no espaço. Para registrar os movimentos verticais, utiliza-se uma massa suspensa de uma mola em espiral que está presa a um suporte. Essa massa é provida de um estilete cuja extremidade roça suavemente um cilindro arrastado por um movimento de relojoaria e no qual está fixado um papel recoberto de negro de fuligem. Enquanto a crosta se encontra em repouso, o estilete marca no cilindro uma linha horizontal, porém, ao se produzir uma sacudidela vertical, a massa oscila e o estilete vai traçando uma linha mais ou menos ondulada, segundo a intensidade do movimento.Os sismógrafos para o registro dos movimentos horizontais têm a massa colocada no extremo de uma vareta horizontal, suspensa por um fio cujo extremo se encontra na mesma vertical. O estilete da massa vai marcando sobre o cilindro a linha sinuosa das oscilações a que está submetido a massa do aparelho como resultado dos movimentos horizontais do solo.
Os sismógrafos mais modernos são eletromagnéticos, feitos de material eletricamente indutivos e dotados de uma bobina, com que se produz uma corrente elétrica ao se mover o pêndulo. O amortecimento também é eletromagnético. De alta sensibilidade, o aparelho possui uma saída para o computador, para análise da informação.
Fonte: br.geocities.com
