GEOLOGIA

Capítulo 6 - Falhas, terremotos e paisagens

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Terremotos ocorrem em algum lugar ao redor do mundo, a cada hora de cada dia. A maioria é pequena demais para sequer sentir - no entanto, terremotos de grande magnitude e danos acontecem em algum lugar do mundo quase todos os anos. Grandes terremotos em regiões não preparadas podem causar caos generalizado, destruição e morte. Os terremotos estão associadosuma falha , mas nem todas as falhas atualmente geram terremotos (eles podem ter estado ativos há muito tempo). Uma faixa de falhas é o tamanho de pequenas fraturas em um afloramento local a grandes sistemas de falhas que podem se estender por números de milhas. Os sistemas de falha evoluem e mudam com o tempo- impulsionada por painéis tectônicas de placas associadas à convecção do manto que influenciam a litosfera rígida. Os sistemas de falhas são frequentemente associados a regiões vulcânicas. As falhas podem se formar e permanecer ativas por muito tempo antes de se tornarem inativas e, então, podem ser reativadas novamente em algum período posterior. As janela tectônicas dentro da Terra deformam as rochas por meio de processos de dobra e falha, produzindo muitas das características da paisagem observáveis ​​ao nosso redor. Este capítulo enfoca o exame das falhas, sua geometria e como elas aparecem na paisagem natural. Ele também inclui informações sobre terremotos, previsão de terremotos e preparação para terremotos.As placas tectônicas e a estrutura interna da Terra são discutidas no Capítulo 6 .

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Fig. 6-1. A convecção de calor gravitacional no manto é a força motriz do movimento na litosfera terrestre.

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Quais são as causas da deformação na litosfera terrestre? (Uma visão geral) Deformação é a ação ou processo de mudança de forma ou distorção, especialmente por meio da aplicação de pressão . Em termos geológicos, a deformação se refere a mudanças na litosfera terrestre relacionada à atividade tectônica, particularmente dobramento e falha (discutido abaixo). O termo litosfera é usado para descrever as rígidas camadas externas da Terra que incluem uma crosta rochosa e a parte superior subjacente do manto. O calor das profundezas da Terra impulsiona a convecção de calor gravitacional (o material quente se expande e sobe, o material frio mais denso afunda, Figuras 6-1 e 6-2 ) A ascensão e queda de massas de material no manto criam frames que movem as rochas na litosfera fria e frágil perto da superfície da Terra. Esses movimentos exercem grandes janelas, fortes o suficiente para separar continentes, mas a taxa de movimento é geralmente lenta em uma base anual. O movimento dentro do manto superior (astenosfera) é responsável pelo alongamento crustal profundo ( extensão ) e compactação na litosfera sobrejacente. Enquanto o estado fluido das rochas na astenosfera se movem lentamente, o sólido, quebradiçoo material na litosfera acumula grande pressão (tensões) e as rochas se tensionam sob a pressão até o ponto em que podem se romper rapidamente, causando terremotos que se propagam como ondas de choque pela Terra. A isostasia também causa deformação das rochas. Equilíbrio isostático é o estado de equilíbrio que sobe da litosfera terrestre (seja a crosta continental ou oceânica) devem atingir, em última instância, quando as forças verticais sobre elas permanecem inalteradas ( Figura 6-3 ). Porque a crosta continental é geralmente mais espessa e composta de rochas grantíticas menos densas, ele flutua mais alto do que a crosta oceânica basáltica mais fina e densa sob como bacias oceânicas do mundo. A litosfera flutua sobre uma astenosfera semifluida abaixo. Por exemplo, se uma seção da litosfera estiver carregada, como por gelo, ela irá diminuir diminuir para uma nova posição de equilíbrio. Durante as recentes eras glaciais, as grandes geleiras continentais se formaram na terra, fazendo com que uma crosta afundasse sob o peso de enormes camadas de gelo de muitas milhas de espessura. Quando o gelo derrete, uma superfície da terra se recupera . Da mesma forma, a crosta está sempre se reajustando às mudanças de redução de cima e de baixo. Se uma seção da litosfera para reduzida em massa, como por erosão, ela aumentará lentamente para uma nova posição de equilíbrio ( Figura 6-5) Em terra, a erosão remove o material ao longo do tempo e a isostase faz com que a crosta se eleve. O sedimento depositado ao longo das margens continentais aumenta a massa rochosa e faz com que a crosta ao longo das margens continentais afunde.

Fig. 6-2. A convecção de calor gravitacional no manto é a fonte das quadros que movem, dobram e quebram as rochas na litosfera terrestre. Fig. 6-3. Isostasia: blocos de madeira flutuantes de tamanhos diferentes ilustram como as rochas da crosta terrestre oceânica e continental estão em equilíbrio isostático relativo flutuando no manto. Fig. 6-4. O rebote isostático emissão pelo derretimento das geleiras continentais revela o tipo semelhante a um fluido da astenosfera. A isostasia pode criar uma pressão imensa que pode causar terremotos. Fig. 6-5. Os ajustes isostáticos ocorrem à medida que a erosão afasta as rochas enquanto as paisagens montanhosas são erodidas, às vezes removendo milhas de rocha com o tempo.

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Atividade ígnea pode causar deformação crustal O calor que sobe do manto pode fazer com que as rochas se expandem, fazendo com que percam e aumentem. Além disso, o material fundido derivado da crosta inferior e do manto está normalmente sob grande pressão e pode forçar seu caminho através de fraturas e zonas de fraqueza. O magma em migração desloca e deforma as rochas à medida que o material derretido força seu caminho para cima, frequentemente enchendo câmaras de magma em forma de balão nas profundezas da subsuperfície. Ele também deslocará ou deformará rochas ao forçar seu caminho em direção à superfície para criar vulcões. As erupções vulcânicas massivas estão associadas a falhas e ocorrências em associação com intensa atividade de terremotos.Impactos maciços de asteróides que ocorreram ao longo da história da Terra também causaram deformação local e regional massiva, quebrando e derretendo rochas de ondas de choque associadas causadas por seu impacto.

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Tipos de dobras Todos os tipos de rochas estão disponíveis a uma imagem de deformação, mas os efeitos são mais fáceis de observar em rochas estratificadas que se acumulam como camadas planas (camadas sedimentares ou fluxos de lava vulcânica e depósitos de cinzas). Uma dobra geológica ocorre quando uma camada ou uma pilha de células de perfil e planos são dobradas ou curvadas como resultado deformação permanente. Dobramento é a curvatura ou empenamento de rochas estratificadas por sobrecargas tectônicas (movimentos na crosta terrestre). As dobras podem ser observadas em muitas escalas, para pequenas dobras como podem ser vistas em espécimes à mão, para escalas maiores, como podem ser vistas nas laterais de cortes de estradas ou desfiladeiros, ou escalas muito grandes, como cadeias de montanhas inteiras, a características que são tão grandes que só podem ser vistas de aviões ou satélites. Como dobras normalmente TEM Uma Orientação linear com hum Eixo Definido , semelhante à Orientação da crista de Uma Linha do Telhado UO da calha de Uma calha. A Figura 6-6 ilustra diferentes tipos de dobras. Um anticlinal é uma dobra em camadas de rocha (estratos) onde o lado côncavo está voltado para baixo, com estratos inclinados para baixo em ambos os lados de uma crista comum [eixo] ( Figura 6-6 ). Um sinclinal é uma dobra em forma de calha de rocha estratificada na qual os estratos se inclinam para cima a partir do eixo; oposto de um anticlinal ( Figura 6-7 ). As dobras de mergulho são dobras (anticlinais ou sinclinais) que são inclinadas por quadros tectônicas e têm uma linha de dobradiça não horizontal no plano axial ( Figuras 6-9 a 6-10 ). Uma cúpulaé uma feição deformacional que consiste em anticlinais com imersão simétrica; seu contorno geral em um mapa geológico é circular ou oval ( Figuras 6-11 a 6-12 ). Uma baciaé uma dobra estrutural para baixo, um sinclinal duplamente profundo ou, mais aplicada, uma dobra para baixo preenchido com sedimentos deduzidos das áreas circundantes. O termo coleção é usado para definir uma formação estrutural em larga escala de estratos rochosos formados porformação tectônica para baixo de estratos anteriores planos. As bacias surgem são depressões geológicas e são o inverso das cúpulas. Algumas bacias surgem alongadas são basicamente grandes sinclinais. Algumas bacias são excessivamente grandes e hospedadas os principais reservatórios de petróleo e gás e campos de carvão nos Estados Unidos (e em todo o mundo) ( Figuras 5-13 e 6-14 ).

Fig. 6-6. Dobras ilustradas com diagramas de blocos: anticlinal, sinclinal, uma dobra invertida, um sinclinal em mergulho, anticlinal e sinclinal em mergulho, uma cúpula e uma bacia. Fig. 6-6. Um exposto anticlinal e sinclinal em uma estrada cortada ao longo da Rota 23 perto da cidade de Butler, no norte de Nova Jersey. Estratos exibindo arco de prega anticlinal para cima no meio; um forma sinclinal uma depressão semelhante a um sorriso.

Fig. 6-6. Uma exposição sinclinal ao longo de um corte através de Sideling Ridge ao longo da Interstate 68 no oeste de Maryland. Esta dobra é uma seção transversal de cristas semelhantes nas Montanhas Apalaches, conforme const na Figura 6-10 . Fig. 6-8. Mergulho sinclinal exposto pela maré baixa na Reserva Marinha de Fitzgerald no Condado de San Mateo, perto de São Francisco, Califórnia. Os sinclinais de mergulho têm um eixo que desce em uma direção. Fig. 6-9. Dobras profundas vistas a partir de uma imagem de satélite de uma parte da Bacia de Bighorn, Wyoming. Não é incomum que anticlinais e sinclinais, em queda ou não, ocorram adjacentes um ao outro. Fig. 6-10. Cristas arborizadas de rocha sedimentar se destacam como dobras profundas (anticlinais e sinclinais) nesta vista da parte do Vale e da Província de Ridge nas Montanhas Apalaches perto de Harrisburg, Pensilvânia. Fig. 6-11. Upheaval Dome , uma cúpula circular no Parque Nacional Canyonlands, em Utah, é uma cúpula circular. Fig. 6-12 . Diagrama de blocos ilustrando cúpulas de sal associada a alguns campos de petróleo na Costa do Golfo do Texas-Louisiana e regiões offshore. Fig. 6-13. Esta seção transversal da Bacia do Rio Wind em Wyoming mostra uma grande estrutura de dobras sinclinais dos estratos da bacia . Fig. 6-14. Mapa de grandes bacias geológicas nos Estados Unidos onde ocorrem os locais de depósitos de petróleo e gás.

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Como os recursos são usados ​​e ilustrados em mapas e fontes transversais? Geólogos usam os termos ataque e mergulho para descrever a orientação de camadas de rochas estratificadas expostas na superfície da terra ( 6-15 ) . Strike e mergulho são bem ilustrados pelo Strike Valley no Parque Nacional Capitol Reef em Utah ( Figura 6-16 ). Golpe é a direção tomada por uma superfície estrutural, como uma camada de rocha ou um plano de falha, ao cruzar na horizontal. Golpe é medido em graus a leste ou oeste do norte verdadeiro. Mergulhoé o ângulo que uma camada de rocha ou qualquer feição plana faz com a horizontal, medido perpendicularmente ao golpe e em um plano vertical. Os ângulos de mergulho podem variar de 0 (zero) graus para leitos horizontais a 90 ° para leitos inclinados verticalmente, ou números mais altos até 180 ° para leitos que são completamente virados. Descrevendo o impacto e o mergulho : O impacto e o mergulho de uma cama podem ser escritos com a designação de ataque antes do mergulho. Exemplos: N35 ° W, 15 ° W ou N22 ° E, 18 ° E. Observe que a direção do mergulho depende do ataque, e o W ou E para a direção do mergulho apenas experimental se os leitos estão inclinados para baixo em uma direção oeste ou leste. Observe, se as camas são horizontais, não há designação de rebaixamento e mergulho! Um impacto de impacto e mergulho é ilustrada em mapas geológicos usando linhas, setas e símbolos especiais de mergulho em forma de T ( Figuras 6-17 ). A Figura 6-18 usa diagramas de blocos para ilustrar símbolos de mapas comuns usados ​​em mapas geológicos, incluindo tipos de dobras e falhas.

Fig. 6-15. Descrevendo a orientação e grande de estratos de rocha e características geológicas com ataque e mergulho. Fig. 6-16. Uma vista ilustrando o ataque e o mergulho do mirante de Strike Valley no Parque Nacional Capitol Reef, centro de Utah. Fig. 6-16. Ilustrando símbolos para dobras em mapas geológicos. As setas e o símbolo de ensino mostram a orientação dos estratos. Fig. 6-18. Símbolos de mapas comuns usados ​​em mapas geológicos, incluindo diferentes tipos de dobras e falhas.

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Rochas estilhaçadas e quebradas por quadros tectônicas

Articulações - fraturas em rochas Muitos tipos de rochas são muito frágeis e se quebram (como o vidro) se encontrados à pressão ou uma onda de choque de um terremoto, produzindo fraturas. Rochas antigas expostas em regiões montanhosas geralmente fragmentadas com fraturas em várias células. Às vezes, há uma direção de fratura ou padrão de orientação dominante. Uma rachadura simples em uma rocha que não exibe nenhum deslocamento aparente é chamada de junta . Uma junta é uma fratura em rocha onde o deslocamento associado à abertura da fratura é maior que o deslocamento ao movimento no plano da fratura (para cima, para baixo ou lateralmente) de um lado em relação ao outro. Se uma fratura não tiver um deslocamento óbvio, é umajunta. Se uma fratura exibir deslocamento, é uma falha (como Figuras 6-19 e 6-20 mostram exemplos de juntas ).

Fig. 6-19. Articulações em arenito Checkerboard Mesa Zion National Park, Utah

Fig. 6-20. Juntas em granito Parque Nacional Joshua Tree, Califórnia

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Recursos associados a falhas Uma falha é uma fratura ou rachadura ao longo dos dois blocos de rocha deslizam um sobre o outro. Esse movimento pode ocorrer rapidamente, na forma de um terremoto, ou lentamente, na forma de fluência ( Figura 6-20 ). Os tipos de falhas incluem falhas de deslizamento, falhas normais, falhas reversas, falhas de impulso e falhas de deslizamento oblíquo. As falhas podem ser de pequenos grandes sistemas complexos de falhas interligadas e podem mudar de um tipo de falha em um local para outro tipo em outro lugar. Muitas falhas estão associadas a dobras. Como as falhas se dividem, bifurcam, se fundem ou podem desaparecer em distâncias, às vezes formando sistemas complexos de fraturas. O movimento relativo das falhas (de um lado para o outro) é descrito em termos da relação entre uma parede suspensa e uma parede de pé (consulte os exemplos de falha normal e falha reversa na Figura 6-20 ). Uma parede de base é o bloco subjacente de uma falha com um plano de falha inclinada. Uma parede suspensa é o bloco (rochas) no lado superior de um plano de falha inclinado. Simplesmente descrito aqui - se uma falha para exposta bem o suficiente para ver que o plano da falha está inclinado, o lado em que você pode ficar é chamado de parede de pé. O lado em que você pode se pendurar sem que seus pés toquem o chão e uma parede suspensa .

Fig. 6-20. Diagramas de blocos que ilustram os tipos comuns de falhas : falha normal, falha reversa, falha por deslizamento e falha de impulso . Os estratos de movimento ilustrado ou movimento relativo da parede dos pés em relação à parede suspensa de cada tipo de falha.

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Tipos de Falhas Existem três tipos de falhas deslizantes : normal , reversa e empuxo ( Figura 6-21 ). O caráter do movimento (deslocamento) ao longo do plano de fratura determina que o tipo de deslocamento é insuficiente . Se a massa rochosa acima de uma falha inclinada se move para baixo, uma falha é considerada normal , enquanto se a rocha acima da falha se move para cima, uma falha é denominada reversa . Uma falha reversa na qual o plano da falha está inclinado em um ângulo igual ou inferior a 45 ° é chamada de falha de impulso . Uma falha normalé uma falha em que a parede suspensa parece ter se movido para baixo em relação à parede dos pés. O ângulo de mergulho da superfície de deslizamento está entre 45 e 90 graus. Muitas falhas normais em regiões montanhosas se formam a partir da atração gravitacional ao longo das encostas das montanhas e podem estar associadas à escarpa da parede da cabeça das quedas (exemplos: Figuras 6-22 e 6-23 ). Uma falha reversa é uma falha na parede suspensa subiu em relação à parede dos pés (exemplo: Figura 6-24 ). Uma falha de impulso é uma falha com um ângulo de mergulho de 45º ou menos sobre sua extensão na qual a parede suspensa parece ter se movido para cima em relação à parede do pé (exemplo:Figura 6-25) A compressão horizontal ou cisalhamento rotacional é responsável pelo deslocamento. (Consulte também falha reversa e falha por deslizamento oblíquo.) Uma falha por deslizamento é falha geralmente vertical ao longo da qual os dois lados se movem horizontalmente um após o outro (exemplos: Figuras 6-26 e 6-27) Se o bloco oposto a um observador olhando através da falha se mover para a direita, o estilo de deslizamento é denominado "lateral direita". Se o bloco se mover para a esquerda, o movimento é denominado "lateral esquerdo". A falha de San Andreas da Califórnia é o exemplo mais famoso de falha de ataque-deslizamento do lado direito. Como falhas de deslocamento de separação uma variedade de formas de relevo, incluindo cristas de venezianas, bacias de separação, lagoas de curvatura e riachos desviados. Falhas de deslizamento oblíquosão falhas que exibem componentes componente do movimento horizontal (deslizamento) e vertical (deslizamento). Uma falha de deslocamento oblíquo combina o movimento de deslizamento com desvio normal, reverso ou de empuxo significativo. Fig. 6-22. Falha normal : Parque Estadual Anza Borego, Condado de San Diego, CA. Fig. 6-23. Falha normal : Gazos Creek State Beach, CA Fig. 6-24. Falha reversa ao longo da frente da cordilheira, Cânion Arroyo Seco, CA Fig. 6-25. Falha de impulso : Província de Atacama, Chile Fig. 6-26. Falha de colisão : vista aérea da falha de San Andreas exposta no Monumento Nacional Carrizo Plain, CA Fig. 6-26. Linha de cerca compensada pelo movimento de deslizamento lateral direito na falha de San Andreas perto de San Juan Bautista, CA

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Descrições das características de falha Os geólogos irão primeiro descrever o tipo de falha (normal, reversa, empuxo, deslizamento, etc., consulte a Figura 6-20 ). Golpe e mergulho também são usados ​​para descrever a orientação das superfícies de falha e usar símbolos especiais para descreverê-los em um mapa (consulte a Figura 6-18 ). Setas pequenas são comumente usadas para indicar o movimento de deslocamento relativo ao longo de uma falha em uma ilustração ou mapa. O geólogo também usa termos selecionados para descrever as falhas conforme aparecem na superfície da terra : Uma linha de falha é uma interseção de um plano de falha bem definida com a superfície da terra. Uma falha geralmente é ilustrada como uma linha em um mapa. Uma zona de falhaé uma área de muitas falhas e fraturas espaçadas que coletivamente podem ser mapeadas dentro de uma zona contínua. Pode haver mais de uma linha de falha em uma zona de falha! ( Figura 6-28 ). Um sistema de falhas é uma coleção de muitas falhas e são complexas. Um sistema de falha pode ter uma variedade de falhas e estruturas dobradas que podem bifurcar e se fundir, mudar a orientação, podem ser descontínuas, terminar ou desaparecer gradualmente. Um sistema de falha é uma coleção de falhas paralelas ou interconectadas que exibem um padrão relacionado de deslocamento relativo e atividade em uma região inteira (por exemplo, o Sistema de Falha da Califórnia inclui uma Falha de San Andreas e muitas falhas associadas em toda a região ;Figura 6-29 )

Fig. 6-28. Linha defalha e zona de falha ilustradas para uma falha de San Andreas nas montanhas de Santa Cruz perto de San Jose, Califórnia. A Falha de San Andreas é parte do grande Sistema de Falhas da Califórnia, que consiste em várias falhas paralelas e cruzadas em toda a região.

Fig. 6-29. O Sistema de Falha da Califórnia, apontado em um mapa geológico generalizado na Califórnia

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Tensão e deformação Os termos tensão e deformação são termos comumente usados ​​em engenharia mecânica, mas também são termos práticos para descrever o comportamento de materiais terrestres sujeitos a tectônicas. Tensão é a força que atua sobre uma rocha ou outro sólido para deformá-la, medida em quilogramas por centímetro quadrado ou libras por polegada quadrada. Tensão é a quantidade deformação que um objeto experimenta em comparação com seu tamanho e forma originais. Como rochas, como qualquer material sólido, quando submetidas a uma tensão circunferência com uma tensão. No entanto, o caráter da deformação depende da resistência do material da rocha. Por exemplo, uma rocha dura como o granito assume uma grande quantidade de tensão sem mostrar nenhuma deformação reduz, mas em algum ponto com o aumento da pressão ela se estilhaçará (fraturará) catastroficamente. Por outro lado, o xisto, uma rocha muito macia, se deforma (dobra) antes de se romper como uma falha. Compressão da Crosta vs. Tensão da Crosta Em uma escala regional, as rochas estão disponíveis em tensões que podem ser compressivas (como ao longo de um limite de placa convergente) ou tensional (como ao longo de um vale de fenda ou um centro de dispersão de um limite de placa divergente). As falhas nas limitações das limitações de tensão e as características que podem ser afetadas como encurtamento ou extensão da crosta terrestre ( Figura 6-30 ). A compressão da crosta terrestretem maior probabilidade de formar falhas de impulso e falhas reversas associadas ao encurtamento da crosta, e o compressão da crosta está ligada associada a regiões onde cadeias de montanhas estão sendo empurradas para cima. Em contraste, uma tensão crustaltem maior probabilidade de formar falhas normais associadas à extensão crustal. Rifting continental e afinamento crustal associado estão associados à extensão crustal. A tensão de cisalhamento  é uma força que ocorre onde os lados opostos de uma zona dentro da crosta se movem em deflexão rotacional e / ou uma formação de falhas de deslizamento ou de deslizamento oblíquo . A tensão de cisalhamento pode resultar na formação de sistemas de falha complexa com muitas partes móveis, encontrada em uma variedade de padrões de falha e dobra e recursos de paisagem associados (discutidos abaixo).

Fig. 6-30. Um resultado de compressão em encurtamento da crosta, enquanto a tensão resulta em extensão da crosta. O encurtamento da crosta geralmente resulta em falhas de impulso ou falhas reversas. A extensão da crosta produz falhas principalmente normais.

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Frágil x Deformação dúctil As rochas perto da superfície são frias, mas a temperatura no fundo pode ser extremamente alta. Rochas frias perto da superfície tendem a quebrar (formando juntas e falhas) quando se rompem. No subsolo profundo, o peso do material sobrejacente adiciona pressão de confinamento para manter como rochas unidas e, se os primeiros quentes o suficiente, elas se deformarão fluidamente em vez de fraturar se o calor e a pressão principais grandes o suficiente. Rochas sob altas pressões e pressões confinantes em profundidade proferem dobrar (dobrar) e esticar, enquanto rochas frias e quebradiças mais próxima da superfície revelar (fraturar) sob pressão crescente. Existe um plano imaginário na crosta inferior e manto superior acima do qual as tendências tendem a se quebrar (causando terremotos), mas abaixo do qual elas tendem a se deformar como plástico sob pressão . Essa fronteira hipotética é chamada de zona de transição frágil-dúctil ( Figura 6-31 ). Esta zona varia crônica com as temperaturas de profundidade e subsuperfície de uma região da litosfera para outra, muitas vezes refletindo como condições de contorno das placas. Os terremotos mais profundos (e mais fortes) ocorrem normalmente onde a crosta oceânica fria afunda na astenosfera ao longo de zonas de subducção . A crosta oceânica fria permanece frágil à medida que afunda ao longo de uma zona de subducção. Uma grande quantidade de pressão se acumula na laje que está afundando, e onde ainda está fria e frágil o suficiente para quebrar, produzindo terremotos poderosos. Mais profundamente nas zonas de subducção, a rocha que afunda se aquece e se dobrará ou fluirá sob a pressão maior, em vez de fraturar.

Fig. 6-31. A crosta superior se comporta de forma frágil , fraturando-se sob tensão (produzindo terremotos), ao passo que, em profundidade, as rochas se deformam plasticamente , dobrando-se ou fluindo sob pressão em vez de fraturar (sem terremotos).

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Fenômenos associados a terremotos e falhas sísmicas

Fig. 6-32. Diagrama ilustrando o epicentro e o foco de um terremoto ao longo de uma falha.

Termos usados ​​para descrever terremotos (ilustrados na Figura 6-32 ): Um terremoto é um tremor sem solo emitir por um movimento arrependido em uma falha ou por perturbação vulcânica. Um epicentro é o ponto na superfície da Terra acima do ponto profundo na crosta terrestre onde um terremoto começa. O foco é o ponto abaixo da superfície da Terra onde as ondas sísmicas se originam durante um terremoto.

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Falhas e falhas terremoto Uma falha de terremoto é uma falha ativa que tem um histórico de produção de terremotos ou é considerada como tendo um potencial de produzir terremotos prejudiciais com base em evidências observáveis. Nem todas as falhas estão ativas ou são consideradas falhas de terremoto. No entanto, as falhas podem permanecer latentes por longos períodos de tempo e podem ser reativadas pela alteração dos padrões de tensão na crosta. Abaixo estão os principais termos usados ​​para descrever fenômenos de terremotos. Um terremoto é o tremor repentino e às vezes violento do solo como resultado de movimentos dentro da crosta associados à ruptura de falha ou atividade vulcânica. Terremotos são bons em termos de magnitude e intensidade (discutido abaixo). Terremotos também podem ser resultado de um deslocamento de terra ou uma explosão (como uma explosão de mineração ou demolição, teste de bomba ou potencialmente um impacto de asteróide ou qualquer coisa que crie uma onda de choque). A fluência da falha é o movimento gradual (deslocamento) aplique uma falha ao longo do tempo. A fluência da falha geralmente acompanha o movimento regional das placas tectônicas em uma área. Creep é o movimento assísmico de uma falha (movimento sem terremotos detectáveis). Sísmicas ativas Falhas podem produzir terremotos e fluência. (Observe que uma palavrafluência também usada para o movimento lento do solo em uma encosta.) Uma zona de ruptura é a área através da qual o movimento da falha ocorreu durante um terremoto. Para grandes terremotos, uma seção da falha que se rompeu pode ter várias centenas de quilômetros de comprimento. Observe que as rupturas associadas aos terremotos podem ou não se estender até a superfície do solo. Além disso, as ondas de choque produzemidas por uma falha de terremoto também podem desencadear terremotos em outras falhas.

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Ondas sísmicas As ondas sísmicas são ondas de choque e vibrações na Terra que surgem do foco de um terremoto - pode ser o resultado de um terremoto, impacto ou explosão, ou algum outro processo que transmite energia acústica de baixa frequência ( Figura 6-33 ). Uma onda P (P) é uma onda de compactação é uma onda sísmica que sacode o solo para frente e para trás na mesma direção e na direção de direção em que a onda está a seguir. A onda AP é a primeira onda de choque a chegar de um terremoto em um local distante. Uma onda S (S) é uma onda de cisalhamento é uma onda de corpo sísmica que sacode o solo para frente e para trás perpendicularmente à direção em que a onda está se acima. Um sismógrafo é um dispositivo usado para registrar a instalação do terremoto e é usado para determinar a distância, magnitude e intensidade dos territórios. Dados de vários sismógrafos ligados entre si em redes são usados ​​para determinar o foco, epicentro, ponto de ruptura , e a quantidade de secagem em uma região causada por um terremoto. São pontos, no mínimo, 3 sismógrafos para determinar o epicentro de um terremoto ( Figura 6-34 ). Hoje, existem muitos números de sismógrafos conectados a redes que podem registrar informações sobre terremotos em todo o mundo. Uma pessoa que estuda terremotos e falhas de terremotos é chamada de sismólogo . Velocidade das ondas P e ondas S são usadas para determinar a localização de um terremoto As ondas P ( ondas de choque de compactação primária ) se movem cerca de 4 quilômetros por segundo (5 a 8 km / segundo), dependendo da densidade e do caráter das rochas da crosta terrestre. (O alcance real é entre 3 a 5 quilômetros por segundo ou 5 a 8 km / segundo). As ondas S ( ondas de cisalhamento ou saída secundárias ) movem-se cerca de 60% mais rápido que as ondas P nas mesmas rochas da crosta terrestre. Como ondas de compressão (P) viajam mais rápido do que ondas de cisalhamento (S): usando um relógio de precisão e três sismógrafos , a localização do epicentro de um terremoto pode ser precisamente localizada medindo os tempos de chegada da primeira onda P e da primeira onda S (ilustrado na Figura 6-34 ). Exemplo : suponha que você sinta as ondas P e S de um terremoto chegarem com 5 segundos de intervalo . Assumindo as ondas P anteriores-se a 5 milhas por segundo e as ondas S anteriores-se a 3 milhas por segundo (60% da onda P), o epicentro do terremoto estava a 10 quilômetros de distância [cálculo: (5 mi / seg - 3 mi / seg) x 5 seg = 10 milhas ].

Fig. 6-33. O terremoto Ondas inclui: ondas P (onda de compressão) e as ondas S (onda de cisalhamento s0 ondas P se movem mais rapidamente do que o S-ondas e são em primeiro lugar para ser sentida, como ondas S chegar próximo e produzir a maioria de montagem em um sismo. Fig. 6-34. São colocados pelo menos três sismógrafos para localizar o epicentro de um terremoto. Um único sismógrafo só pode dizer a que distância ocorre um terremoto, mas não em que direção (um círculo). três círculos sismográficos se cruzam é ​​a localização de um epicentro .

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Terremotos previsíveis, tremores secundários e eventos principais Terremotos podem ser eventos complexos. Um terremoto pode ser descrito como uma única onda de choque ou um complexo de ondas de choques que ocorrem durante um período de tempo. Normalmente, em Grandes terremotos, há hum evento principais Associado à Maior onda de choque e à ruptura significativa, mas PODE haver Uma série de abalos e tremores secundarios criados conforme à ruptura da falha se propaga atraves da crosta, liberando OU dispersando Energia. É semelhante a quando uma pedra atinge o pára-brisa de um carro. o estrondo inicial causa o evento, mas as rachaduras se propagam pela janela, liberando a pressão no vidro conforme ele se estilhaça. Às vezes, pequenos terremotos acontecem antes de um evento terremoto principal - são chamados dechoques . Mais ocorridos, ocorrem numerosos terremotos de magnitude menor após um evento de choque principal - são chamados de tremores secundários . Infelizmente, é impossível definir um abalo prévio antes de um terremoto em grande escala. Ambos os primeiros e os tremores secundários podem ocorrer a partir de segundos, minutos, horas, dias, semanas, anos e períodos ainda mais longos associados a um evento sísmico principal. Podemos dizer se um terremoto é um abalo para um terremoto iminente maior? A resposta é um " talvez " definitivo . Alguns terremotos não causam choques. A história sísmica das principais falhas em algumas regiões é bem conhecida. Falhas, como a Falha de San Andreas, são definidas comosegmentoscom base na história de terremotos, geologia rochosa e associações com falhas que se cruzam ( Figura 6-35 ). Por exemplo, alguns segmentos da Falha de San Andreas sofreram grandes terremotos, liberando pressão reprimida em um ou mais segmentos da falha. Alguns segmentos da falha estão arrastando e provavelmente não produzirão grandes terremotos como em outros segmentos (em teoria). Ainda outros segmentos da falha estão bloqueadose não sofreram um grande terremoto nos tempos históricos. São esses segmentos bloqueados que são de grande preocupação, e qualquer pequeno terremoto ou série de pequenos terremotos nas instalações dessas segmentos são considerados choques possíveis para um choque principal possível maior e possíveis tremores posteriores a seguir.

Fig. 6-35 . A Falha de San Andreas e outras falhas no Sistema de Falha da Califórnia são subdivididas em muitos segmentos com base na história sísmica, geologia local e interseções com outras falhas.

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Magnitude e intensidade do terremoto A energia liberada por terremotos é medida ou reduzida de duas maneiras: magnitude e intensidade do terremoto (Figura 6-36) . A magnitude do terremoto (M) é uma medida numérica que representa o tamanho ou a força de um terremoto, conforme determinado a partir de sismográficas. A escala Richter é uma escala numérica (logarítmica) para expressar uma magnitude de um terremoto com base em dados de oscilações sismográficas. Hoje a intensidade do terremoto é registrada com uma escala de magnitude de momento (MMS) que é baseada no momento sísmicodo terremoto, que é igual à rigidez da Terra multiplicada pela quantidade média de deslizamento na falha e o tamanho da área que deslizou. A escala Richter e as escalas de magnitude de momento são semelhantes, mas a escala MMS é mais precisa. A intensidade do terremoto (I) é uma medida de tremor do solo que classificação a gravidade local de um terremoto em termos de seus efeitos na superfície da Terra e nos humanos e suas estruturas. A escala Modified Mercalli Intensity (MMI) , que usa algarismos romanos, é uma maneira pela qual os cientistas descrevem a intensidade dos terremotos (veja a Figura 6-36 ).

Fig. 6-36. Comparação da magnitude do terremoto (MMS) e escalas de intensidade (MMI) (USGS).

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Denominação de terremotos avulsos Terremotos grandes e prejudiciais são normalmente nomeados em homenagem a um local ou região com nome bem conhecido próximo ou em torno do epicentro de um terremoto e do ano em que ocorreu. Por exemplo, o Grande Terremoto de São Francisco de 1906 ou o Grande Terremoto do Meio-Oeste de 1811 . A adição da palavra grandea um nome implica que grande destruição foi associada a um terremoto historicamente massivo (que, realmente, não é tão grande!). Normalmente, uma magnitude máxima do terremoto também é relatada com terremotos se uma magnitude atingida foi determinada com precisão / precisão, como o Grande Terremoto M9.2 do Alasca de 1964. Curiosamente, o nome Grande Terremoto de São Francisco foi fornecido ao terremoto de 1868 no Falha de Hayward, mas o nome foi mudado para o ainda maior terremoto de 1906 na falha de San Andreas. Nenhuma das falhas passa por São Francisco, mas é onde ocorreu a destruição.

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Redes Sísmicas O US Geological Survey gerencia uma rede sísmica nacional para coletar dados sobre terremotos. Esta rede é uma colaboração com muitas associações e universidades envolvidas na pesquisa sísmica. O USGS mantém parte da Rede Sismográfica Global, que consiste em levantados de sismógrafos ao redor do mundo, para que as informações sobre terremotos sejam calculadas com bastante precisão. Abaixo estão exemplos de mapas de falhas de terremotos e mapas de avaliação de perigos de terremotos de partes dos Estados Unidos.

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Mapas selecionados ilustrando dados de falhas e terremotos A Figura 6-37 é um mapa de falhas na região da Baía de São Francisco, mostrando os epicentros locais de terremotos históricos de intensidade variável. Observe que os epicentros nem sempre estão nas linhas de falhas mapeadas porque o foco dos terremotos ocorre nas falhas abaixo das superfícies. A Figura 6-38 é um mapa que mostra a intensidade prevista de um forte terremoto, caso ocorresse (como ocorrido no passado) na Falha de Hayward. Figura 6-39é um mapa que mostra regiões com forte risco de terremotos nos Estados Unidos. O mapa mostra que a margem ativa da Costa Oeste da América do Norte é uma região com uma longa história de terremotos poderosos. A área vermelha na região do Vale do Rio Mississippi está associada à Zona de Falha de New Madrid (Missouri), que produziu dois dos mais fortes terremotos da história dos Estados Unidos (em 1811 e 1812). A área vermelha na Costa Leste está associada ao Grande Terremoto de Charleston de 1886.

Confira estes cartazes de mapas para terremotos e falhas no sul e no norte da Califórnia! Sleeter, BM, Calzia, JP e Walter, SR, 2012, Terremotos e falhas no sul da Califórnia (1970–2010) : US Geological Survey Scientific Investigations Map 3222, escala 1: 450.000. (Disponível em https://pubs.usgs.gov/sim/3222/ .) Sleeter, BM, Calzia, JP, e Walter, SR, Wong, FL e Sausedo, GJ, 2004, Terremotos e falhas na Baía de São Francisco Área (1970-2003) : Mapa de investigações científicas do US Geological Survey 2848, escala 1: 450.000. (Disponível em https://pubs.usgs.gov/sim/2848/ .)

Fig. 6-36. Mapas de falhas e epicentros da região da Baía de São Francisco (USGS). Observe que os epicentros do terremoto não se alinham com como falhas na superfície. Fig. 6-38. Mapa de intensidade do terremoto previsto para uma falha de Hayward, Califórnia (USGS). Fig. 6-39. Mapa de perigo de terremoto dos Estados Unidos (USGS) - as áreas de maior risco são mostradas em vermelho e são baseadas em informações históricas de terremotos e estudos sísmicos de falhas de terremotos.

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Características da paisagem associada a falhas Há uma grande variedade de características da paisagem (pequenas a muito grandes) associada às falhas. Movimentos de falha e processos de intemperismo e erosão se combinam para criar uma variedade de características da paisagem. A longo prazo, um erosão tende a dominar e destruir ou cobrir como evidências de atividade associada ao movimento da falha, mas frequentemente a localização das falhas pode ser reconhecida por padrões na paisagem. Os exemplos são exemplos abaixo: Um graben é uma área crustal alongada e estruturalmente deprimida ou um bloco de crosta que é delimitado por falhas em seus lados longos. Um graben pode ser geomorficamente expresso como um vale do rift ou uma separação de separação . Grabens são comumente associados a horsts ( Figuras 6-40 e 6-41 ). Um horst é um bloco alongado e elevado da crosta terrestre que fica (ou se eleva) entre duas falhas. Um vale em fenda é um vale que se forma ao longo de uma fenda tectônica. Os vales de fenda podem ser bacias de agarramento ou separação, podem ser estruturaismente abrangentes e são normalmente modificados pela erosão. O Mar Vermelho é um vale rift inundado (semelhantes aos vales Rift africanos) ( Figuras 6-42 e 6-43 ). Os valores em fenda se formam como resultado da extensão da crosta e podem se tornar limites de placas divergentes .

Fig. 6-40. Horsts e grabens se formam a partir da extensão da crosta. Fig. 6-41. Parque Nacional de Horsts e grabens Canyonlands, Utah (imagem de satélite do Google) Fig. 6-42. Área da fenda do Mar Vermelho (dados USGS e imagem de satélite do Google) Fig. 6-43. Mapa mostrando a localização dos Vales do Rift Africano

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Características da paisagem associada a falhas de ângulo elevado As falhas normais de alto ângulo sismicamente ativas são numerosas no oeste dos Estados Unidos, particularmente na Grande Bacia e nas regiões vizinhas (Nevada, Utah, Idaho, Arizona e leste da Califórnia). A Grande Bacia está passando por uma extensão da crosta terrestre em grande escala (veja a Figura 6-30 ). A extensão da crosta terrestre está criando cadeias de montanhas maciças com falhas em blocos que geralmente correm de norte a sul em toda a região. Falhas normais massivas ocorrem ao longo de muitas frentes de montanha. Muitas dessas falhas de alcance frontalsão consideradas falhas de terremoto. Sua idade geológica relativamente jovem e sua atividade sísmica em curso resultam em frentes de montanhas íngremes adjacentes a bacias sedimentares cheias. Falhas na frente da cordilheira que fazem fronteira com muitas das grandes cadeias de montanhas são responsáveis ​​por cenários dramáticos e arranhados de terremotos! Os exemplos incluem: uma falha Wasatch corre ao longo da base das montanhas Wasatch entre Ogden e Salt Lake City, Utah ( Figura 6-44 ); a falha do Vale Owens é responsável pela frente de montanha majestosamente íngreme no lado leste das montanhas de Sierra Nevada, Califórnia ( Figura 6-45 ); O Parque Nacional Grand Tetons, em Wyoming, obtém seu cenário dramático da falha frontal da cordilheira de Tetons (Figuras 6-46 e 6-47 ); O Vale da Morte está localizado no lado leste de uma falha frontal no lado oeste das Montanhas Funeral, Califórnia ( Figuras6-48 um e 6-49 ).	Fig. 6-44 . Mapa da falha geológica frontal nas montanhas Wasatch, Ogden, Utah.	Fig. 6-45 . Vista aérea da falha frontal em Owens Valley adjacente à frente da montanha Eastern Sierra Nevada. A falha produziu o terremoto Owens Valley de 1872 com uma magnitude estimada de cerca de 6,8.
Fig. 6-46 . Os Grand Tetons no Wyoming surgiram ao longo de uma grande falha normal de frente de alcance no lado oeste de Jackson Hole (bacia). Fig. 6-47 . Diagramas de blocos que mostram a relação entre os Grand Tetons e a Falha de Tetons (uma falha normal na faixa frontal) adjacente à bacia de Jackson Hole cheia de sedimentos. Fig. 6-48 . Badwater no Parque Nacional do Vale da Morte é a elevação mais baixa da América do Norte (-282 pés). É adjacente a uma falha frontal de alcance. Fig. 6-49 . Seção transversal do Vale da Morte, Califórnia, ilustrando a relação da falha normal (uma falha frontal perto de Badwater) no lado oeste da Cordilheira Funeral e o vale cheio de sedimentos.

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Características da paisagem associada a zonas de falha de colisão (comum na Califórnia) A Califórnia é famosa por seus sistemas de falhas ativos, muitas maiores falhas são falhas por deslizamento . Também é uma região seca, portanto, as características da superfície associada ao movimento da falha do terremoto tendem a ser muito bem preservadas e buscadas em comparação com as características em climas mais úmidos. Abaixo estão os exemplos de recursos de paisagem associados às falhas que exibem deslocamento de deslizamento ( Figura 6-50 ). Uma linha de falha é o traço de um plano de falha que cruza a superfície do solo ou outras superfícies, como em um penhasco marítimo, corte de estrada ou em um poço ou túnel de mina. Uma linha de falha é o mesmo que rastreamento de falha. As linhas de falhas podem ser afetadas por resolver a partir da observação geral da superfície devido à cobertura por sedimentos mais jovens, vegetação e modificações da paisagem induzidas pelo homem. Eles podem ser revelados por uma mudança de cor no solo, mas outros meios são tratados para ter certeza de que é uma falha (os geólogos identificados cavam trincheiras para estudar como falhas). Como as linhas de falha são comumente associadas a recursos lineares em paisagens, mas nem todos os recursos lineares estão associados a falhas. Uma escarpaé um penhasco longo, mais ou menos contínuo ou um declive relativamente íngreme voltado para uma direção geral, separando duas superfícies niveladas ou suavemente inclinadas. As escarpas são produzidas tanto pela compensação de falhas quanto pela erosão de corpos rochosos que formam penhascos ao longo dos vales dos rios. Uma escarpa com falha é uma escarpa ou penhasco formado por uma falha que atinge a superfície da Terra. As escarpas de falha tendem a ser modificadas pela erosão após a ocorrência da falha (exemplo: Figura 6-51 ). Uma lagoa de afundamento é uma perda natural associada a uma falha ou associada a uma separação de separação ao longo de um sistema de falha que pode reter água, mesmo temporariamente (exemplo: Figura 6-52 ). Uma drenagem linear é uma drenagem de córrego que segue o traço de uma falha. O alinhamento da corrente pode ser resultado do movimento de falha de deslocamento. Os riachos tendem a seguir zonas de falha porque a rocha fragmentada e pulverizada tende a ser facilmente erodida em comparação com uma rocha sólida. Uma crista de veneziana é uma crista formada por deslocamento vertical, lateral ou oblíquo em uma falha que cruza uma área com topografia de crista e vale; a parte deslocada do cume fecha no vale. As cristas do obturador geralmente são encontradas em associação com drenagens compensadas ( Figura 6-53 ). Uma crista linear é uma longa colina ou crista de terra que se estende em linha reta. Pode indicar a presença de uma falha ou dobra (como um anticlinal ou sinclinal). Se for encontrado ao longo de uma falha de deslizamento, pode ser uma crista do obturador ou uma crista de pressão (exemplo: Figuras 6-53 e 6-54 ). Uma escarpa linearé uma escarpa retomada onde há um componente vertical de deslocamento ao longo de uma falha (normal ou reversa). Escarpas lineares também podem se formar quando um erosão preferencial remover rochas ou solo mais macio ao longo de um lado de uma falha. Um vale linear é um vale reto que pode ser delimitado por escarpas de falha linear. Um vale linear pode ser um graben ou vale rift e pode ser modificado pela erosão (exemplo: Figura 6-53 ). Calhas lineares são comumente características do tipo graben e são chamadas de bacias de separação, onde ocorrem em grandes zonas de falha (exemplo: Figura 6-54 ). Uma drenagem compensada é um fluxo que exibe o deslocamento por movimento relativamente recente ao longo de uma falha de deslocamento. Um termo melhor é drenagem desviada. (exemplo:Figura 6-55 ). Os bancos de uma colina lateral são uma superfície em forma de degrau na encosta de uma colina ou montanha. Tanto a atividade de falha recente quanto as diferenças erosivas da litologia do leito rochoso ao longo de uma falha podem produzir bancos de encostas e escarpas lineares associadas. Bancadas em encostas também podem se formar a partir de quedas que podem ou não estar associadas a falhas. A infraestrutura histórica compensada revela a localização das falhas falhas que estão avançando. Cercas antigas deslocadas, calçadas e paredes quebradas, rachaduras no cimento e asfalto velhos são comuns ao longo de algumas das falhas rastejantes no centro da Califórnia; exemplos nas Figuras 6-56 e 6-57 .

Fig. 6-50. Características geomórficas associadas a falhas de deslizamento na Califórnia (USGS) Fig. 6-51. Escarpa de falha em San Andreas Falha em San Juan Bautista, Califórnia (o lado esquerdo da trilha aumentou) Fig. 6-52. Lago de saca ao longo da falha de San Andreas na Anzar Road, San Juan Bautista, Califórnia Fig. 6-53. Calhaslineares , saliências lineares e saliências do obturador associado a falhas na área de Gilroy e Morgan Hill, Califórnia Fig. 6-54. Bacia de separação ao longo da Falha de San Andreas, Monumento Nacional Carrizo Plain, CA Fig. 6-55. Drenagem de deslocamento em Wallace Creek, Monumento Nacional Carrizo Plain, CA Fig. 6-56. Parede e calçada deslocadas causadas por fluência de falha na Falha de Calaveras em Hollister, CA Fig. 6-56. Bueiro com 100 anos de idade avançada por falha na falha de San Andreas, Vinícola DeRose, CA

6,23

Expressões de movimento de falha em rochas em zonas de falha O movimento de falha fratura, pulveriza e esmaga a rocha em fragmentos e pó. As zonas de falha podem ser preenchidas com rocha esmagada e quebrada em uma ampla área onde grandes quantidades de deslizamento de falha ocorreram ao longo de milhões de anos. Quando exposto por erosão ou em cortes associados à construção, o material impactado pelo movimento de falha de esmagamento e cisalhamento tem características distintas: Slickensides são superfícies de rocha polidas e estriadas (arranhadas) produzidas por fricção ao longo de uma falha; eles aparecem como arranhões na superfície de uma rocha (exemplo: Figura 6-58 ). Uma goiva de falhaé a mistura de fragmentos de rocha e material rochoso moído em uma zona de falha; Normalmente não cimentado em zonas de falhas ativas (exemplo: Figura 6-59 ). Myloniteé uma rocha metamórfica de granulação fina, normalmente em camadas ou em faixas, resultante da trituração ou esmagamento de outras rochas (exemplo: Figura 6-60 ). Uma brecha de falha é uma mistura de fragmentos de rocha quebrada (grãos angulares e blocos maciços e pedregulhos) encontrados em uma ampla zona de falha (exemplo: Figura 6-61 ).

Fig. 6-58. slickensides ao longo da falha Calaveras, Coyote Lake, Gilroy, Califórnia Fig. 6-59. goivagem de falha (fragmentos de rocha e pó) na Zona de Falha de San Andreas, Condado de San Benito, CA Fig. 6-60. milonita antiga zona de falha do sul da Califórnia Fig. 6-61. Cânion Breccia Titus, Vale da Morte, Califórnia

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Encontrando e interpretando falhas As trincheiras são frequentemente cavadas em zonas de falha para estudar como os terremotos compensaram as camadas de sedimentos. A Figura 6-62 é um exemplo de um perfil de trincheira registrado de uma zona de falha. Estudos de trincheiras são conduzidos para determinar a frequência, intensidade e distribuições de terremotos em zonas de falha ativa ao longo do tempo, às vezes remontando a centenas a milhares de anos. Os estudos de trincheiras podem frequentemente revelar informações sobre a frequência e a importância intensidade dos terremotos no passado geológico (incluindo na pré-história - antes que os registros sobre os terremotos passados ​​e registrados, e antes que a sismologia se tornasse ciência cerca de 100 anos atrás). Os geólogos usam métodos de datação relativa e absoluta para tentar interpretar a história de falhas do terremoto. Após um terremoto de ruptura do solo, os sedimentos podem ser depositados sobre ou adjacentes à ruptura. Esses sedimentos podem conter matéria orgânica que pode ser datada por datação por radiocarbono (C 14 / C 12) métodos ou outros meios. Os dados coletados das trincheiras geralmente revelam informações potenciais sobre a frequência com que os terremotos ocorreram e, às vezes, a intensidade dos terremotos anteriores. Em sedimentos jovens, o deslocamento definição por terremotos pode ser correlacionado ao forte terremoto conhecido em uma região. Os dados de terremotos históricos e pré-históricos podem ajudar a determinar a frequência com que os terremotos ocorrem e podem ser usados ​​para estimar quando um futuro terremoto pode acontecer e a frequência e intensidade média dos terremotos anteriores. Esta informação é usada para prever os riscos de terremotos e é um componente importante na mitigação de riscos de terremotos .

Fig. 6-62. Perfil das camadas de sedimentos expostos em uma trincheira escavada em uma falha jovem.

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Desastres notáveis ​​associados a terremotos e tsunamis Terremotos foram a causa de muitos grandes desastres ao longo da história. A Figura 6-62 é uma lista dos 10 terremotos mais mortais ou mais caros. Terremotos podem ser a causa de um desastre, mas geralmente são incêndios, tsunamis, inundações ou erupções vulcânicas que podem contribuir para a morte e destruição.

Fig. 6-63. O maior terremoto Fig. 6-64. Danos do terremoto de 1964 no Alasca Fig. 6-65. Vista aérea do terremoto de 2010 no Haiti Fig. 6-66. Vista aérea de São Francisco após o terremoto e incêndio de 1906

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O que causa os tsunamis? Um tsunami é uma onda de mar muito longa e / ou alta ou uma onda costeira de água causada por um terremoto ou outro distúrbio. Os tsunamis são causados ​​pelo deslocamento do leito rochoso (fundo do mar) sob um oceano ou corpo de água de qualquer tamanho. Eles podem ser gerados por terremotos, explosões vulcânicas ou deslizamentos de terra subaquáticos. Quando uma terra sólida se move, a água acima dela também se move com ela. Os tsunamis são o resultado das ondas de choque inicial e do movimento seguinte da água se reajustando a uma piscina estável (nível do mar). Os tsunamis podem viajar grandes distâncias em todo o oceano. Sua energia é dissipada quando eles se aproximam da linha costeira, onde chegam em terra como uma grande onda de água, com ou sem ondas massivas quebrando em terra ( Figura 6-6-) Embora a maioria dos tsunamis seja pequena (quase imperceptível), alguns tsunamis modernos atingiram elevações interiores muitas centenas de metros acima do nível do mar. (Tsunamis são discutidos em mais detalhes no Capítulo 16. )

Fig. 6-66. Como as ondas do tsunami se formam pelo deslocamento de falhas no fundo do mar. Os tsunamis podem ser causados ​​por terremotos submarinos, erupções vulcânicas, deslizamentos de terra ou impactos ou explosões de qualquer tamanho.

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Estruturas de impacto explosivo Impactos por asteróides próximos à Terra (NEAs) de qualquer tamanho são extremamente raros, desde o limite de 5 megatons de blindagem atmosférica até centenas de milhões de megatons associados a extinções em massa. Estatisticamente, nenhum impacto é esperado durante a vida humana. (Esperemos que seja para o nosso!) "A verdade estimativa mais comum é que a terra foi atingida por um impactoameaçador da civilização (por um asteróide de 1,5 km de diâmetro) cerca de duas vezes por milhão de anos, o que equivale a um 1- em 5000 chance por século. "- de Asteroid and Comet Impact Hazard s: NASA - http://impact.arc.nasa.gov/index.cfm ).

Fig. 6-68. A Lua da Terra está coberta de crateras de impacto; a maioria ocorre no início da história da formação do Sistema Solar. A Terra perde suas crateras de impacto por meio da erosão e da reciclagem de placas tectônicas da crosta. Fig. 6-69. A cratera do meteoro, uma cratera de impacto com 50.000 anos de idade e milhas de largura perto de Flagstaff, Arizona (visualização de satélite do Google) Fig. 6-70. Acredita-se que o Upheaval Dome próximo a Moab, Utah, tenha uma origem de impacto. Também é considerada uma cúpula de sal (empurrada para cima no centro pelo sal fluindo sob pressão na profundidade). (Visualização de satélite do Google) Fig. 6-71. Acredita-se que os impactos do final do Cretáceo na região da América do Norte tenham sido responsáveis ​​pela extinção dos dinossauros e de muitas outras formas de vida.

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Fig. 6-74 . Mapa mostrando os detalhes de muitas das falhas no sul da Califórnia. A largura das áreas sombreadas das diferentes falhas mostra o ângulo geral em que essas falhas de terremoto descem para a crosta. As falhas verticais são linhas estreitas, enquanto as falhas de impulso de baixo ângulo são mais largas. Algumas evidências mostram os componentes de baixo ângulo e verticais em diferentes segmentos das falhas.

Fig. 7-62. Mapa mostrando a localização dos principais terremotos históricos da Califórnia, incluindo aqueles que surgem de acordo com o solo (antes de 2016).

Fig. 6-73 . Mapa mostrando a localização das principais falhas e os epicentros dos terremotos (1970 a 2010) no sul da Califórnia. O mapa de base desta imagem mostra a natureza acidentada da paisagem associada a essas zonas de falha, bem como a batimetria das fronteiras associadas às ilhas offshore.

Falhas, falhas de terremoto e terremotos em SoCal (sul da Califórnia) O sul da Califórnia é uma região muito ativa geologicamente. Os mapas abaixo são muito úteis para entender a natureza dos perigos de terremotos na região. A Figura 6-72 mostra a localização dos principais terremotos históricos, incluindo regiões onde a falha principal exibiu rupturas de superfície e o número de anos entre os principais eventos de ruptura onde foram estudados em locais importantes. Figura 6-73e possivelmente criar um grande terremoto no futuro. É interessante estudar a geografia da paisagem (topografia e batimetria) em relação à localização das falhas neste mapa. Na maioria dos casos, as falhas estão associadas a uma frente de montanha (tanto em terra quanto no mar). Figura 6-74é um mapa que mostra a atividade sísmica regional do SoCal conforme ilustrado com a localização dos dados do terremoto registrado entre os anos de 1970 a 2010. É interessante estudar este mapa para ver quais as falhas ou sistemas de falhas estavam mais ativos nesta janela de tempo. Falhas que não apresentam muita atividade sísmica neste mapa podem indicar três cenários possíveis: 1) a falha não está mais ativa, 2) a falha já experimentou um terremoto e liberou a maior parte de sua energia armazenada antes de 1970, ou 3) a falha está bloqueada mostra um mapa de algumas das principais falhas de terremoto no sul da Califórnia, exibindo as características das falhas abaixo da superfície. As falhas como linhas estreitas têm uma orientação vertical, enquanto as linhas mais largas mostram que as falhas penetram na crosta em um ângulo baixo (falhas de impulso). Muitas das evidências mostram um componente de segmentos horizontais ou verticais. Quase todas as falhas estão interligadas com outras falhas na região. Esses mapas mostram que o potencial para um grande terremoto pode ocorrer tanto em terra quanto no mar. Os ganhos em alto mar podem gerar tsunamis massivos ao longo da costa de SoCal.

Introdução à Geologia