Vulcões e terremotos: veja onde acontecem

O que o bloco mostra

Por que os vulcões se alinham ao longo de algumas costas, enquanto outros lugares tremem, mas nunca entram em erupção? A maior parte da resposta está nas bordas das placas, as grandes porções de rocha que formam a camada externa da Terra. O modelo acima recorta um bloco dessa camada e permite alternar entre os três tipos de borda.

O bloco tem 440 km de oeste a leste, 180 km de norte a sul e 150 km de profundidade. Ele é desenhado em escala real, com uma unidade na tela representando 200 km em todas as direções, de modo que o oceano é apenas uma película fina de água na superfície e a crosta é uma faixa estreita. O vulcão, os postes das cercas, as estações e o deslocamento na falha transformante são ampliados para facilitar a visualização.

Pressione reproduzir e o modelo executa um ciclo curto. As placas se movem, um terremoto ocorre no marcador vermelho e suas ondas se propagam até três estações sísmicas na superfície. O painel no canto superior esquerdo informa a magnitude, a energia e o tempo desde o terremoto. Os sismogramas no canto inferior direito registram o movimento do solo que cada estação sente. Assim que todas as estações sentem a onda S, círculos coloridos aparecem na superfície e mostram onde o terremoto deve ter ocorrido.

Por que as placas se afastam em uma dorsal

Defina o controle deslizante Limite como Divergente e você terá uma dorsal mesoceânica. Duas placas se afastam uma da outra, e rocha quente do manto sobe de baixo para preencher o espaço. A rocha que sobe perde pressão mais rapidamente do que perde calor, e parte dela se funde. O material fundido se acumula em uma lente fina alguns quilômetros abaixo do fundo do mar, extravasa como lava na dorsal e esfria, formando nova crosta oceânica com cerca de 7 km de espessura.

A nova placa é quente e fina na dorsal. À medida que se afasta, ela esfria e fica mais espessa, e é por isso que a camada verde do modelo se alarga em direção às duas extremidades. O resfriamento também torna a rocha mais densa, fazendo o fundo do mar afundar: o modelo tem uma profundidade de referência da dorsal de 2,5 km mais um vale axial de 1 km, portanto o centro tem 3,5 km de profundidade; as bordas do bloco têm 5 km de profundidade.

A expansão é lenta. O U.S. Geological Survey informa uma média de cerca de 2,5 cm por ano para a Dorsal Mesoatlântica, ou 25 km em um milhão de anos. A Elevação do Pacífico Leste, perto da Ilha de Páscoa, se expande a mais de 15 cm por ano. Os terremotos nas dorsais são rasos, porque a rocha apenas alguns quilômetros abaixo já está quente demais para se romper.

Onde uma placa mergulha sob outra

Mova o controle deslizante para Convergente. Agora uma placa oceânica à esquerda encontra um continente à direita. A placa oceânica antiga é fria e densa, enquanto a crosta continental é espessa e leve, por isso a placa oceânica se curva para baixo em uma fossa e afunda no manto. Isso é uma zona de subducção. No modelo, a placa se curva suavemente ao longo de 70 km e depois desce com uma inclinação constante de 35°.

As placas não deslizam suavemente uma em relação à outra. O topo da placa que afunda fica preso à placa acima, a deformação se acumula e o contato se rompe em terremotos. Alguns dos maiores terremotos já registrados ocorreram em zonas de subducção. Em maior profundidade, a placa continua produzindo terremotos em seu interior, de modo que os sismólogos podem traçar sua forma ao marcar onde os terremotos ocorrem. Essa faixa inclinada de terremotos é chamada zona de Wadati-Benioff e pode atingir cerca de 670 km de profundidade. O USGS classifica os terremotos da superfície até 70 km como rasos, de 70 a 300 km como intermediários e os mais profundos como profundos.

Como uma placa que afunda produz um vulcão

Uma placa em subducção não se funde simplesmente porque fica mais quente. O que ela leva para baixo é água. A água do mar penetra na crosta oceânica e reage com seus minerais, aprisionando a água dentro de cristais como a serpentina. À medida que a placa desce, esses minerais se decompõem e liberam a água. Ela sobe para a cunha de manto quente acima da placa, e a água reduz a temperatura em que a rocha começa a se fundir. Os geólogos chamam isso de fusão por adição de voláteis.

O magma é mais leve que a rocha ao seu redor, por isso sobe pela cunha mantélica e pela crosta, acumula-se em uma câmara magmática e entra em erupção na superfície. Os vulcões formam uma linha, um arco vulcânico, paralela à fossa. Os livros didáticos situam o arco acima do ponto em que a placa está a aproximadamente 120 km de profundidade, embora um estudo global tenha encontrado profundidades de cerca de 65 a 130 km, variando de um arco para outro. O modelo usa 120 km. Com uma inclinação de 35°, a placa atinge essa profundidade a cerca de 170 km da fossa, e é ali que fica o vulcão cortado ao meio. Os Andes e a Cordilheira das Cascatas se formaram dessa maneira.

Por que uma falha transformante trava e depois desliza

A terceira opção é Transformante. Aqui as placas deslizam lateralmente uma em relação à outra ao longo de uma falha vertical. A crosta não é criada nem destruída, portanto não há vulcões, mas há muitos terremotos. A falha de San Andreas, na Califórnia, é o exemplo famoso. O USGS a descreve como tendo cerca de 1300 km de comprimento, com a Placa do Pacífico deslizando contra a Placa Norte-Americana a uma média de cerca de 5 cm por ano.

Longe da falha, as placas se movem o tempo todo. Perto da falha, o atrito mantém os dois lados unidos. Por isso a rocha entre eles se deforma, como as cercas do modelo. Você pode observá-las se curvando durante o ciclo. Quando a deformação armazenada supera o que o atrito consegue sustentar, a falha desliza de uma só vez, a rocha deformada retorna bruscamente e cada cerca termina como duas partes retas deslocadas uma em relação à outra através da falha. A energia liberada nesse movimento brusco é o terremoto.

Essa ideia é chamada de rebote elástico. Harry Fielding Reid a propôs após o terremoto de San Francisco de 1906, depois de estudar como o terreno ao longo da falha de San Andreas havia se movido nos 50 anos anteriores ao abalo. Medições de GPS feitas desde então a sustentam em grande parte. No modelo, o deslocamento é exagerado muitos milhares de vezes. Um grande terremoto desloca uma falha por metros, o que seria muito mais fino que um pixel nesta escala.

Ondas P e ondas S

Quando a falha se rompe, dois tipos de onda se propagam pela rocha. A onda P comprime e estica a rocha na direção em que se propaga, como um empurrão ao longo de uma fila de pessoas. A onda S faz a rocha oscilar de um lado para o outro. As ondas P são mais rápidas e sempre chegam primeiro, de onde vêm as letras: primárias e secundárias.

O modelo usa uma velocidade para cada onda em todos os lugares: 6,0 km/s para P e 3,5 km/s para S. Esses são valores típicos da crosta superior. Ative Ver por dentro e você poderá observar as duas frentes de onda crescendo como esferas sob o solo. Os anéis coloridos na superfície marcam onde cada esfera alcançou o terreno.

Como encontrar a distância pelo tempo S-P

Uma estação sabe quando cada onda chegou, mas não quando o terremoto aconteceu. Ainda assim, ela pode calcular a distância até o terremoto, porque o intervalo de tempo entre as duas chegadas aumenta com a distância. Se a distância até o hipocentro for d, então

• Chegada de P: t_P = d / v_P
• Chegada de S: t_S = d / v_S
• Tempo S-P: t_S - t_P = d (1/v_S - 1/v_P)

Reorganizando a última linha, temos d = (tempo S-P) × v_P·v_S / (v_P - v_S). Com as velocidades usadas aqui, 6,0 × 3,5 / (6,0 - 3,5) = 21 / 2,5 = 8,4 km/s. Portanto, cada segundo de tempo S-P significa 8,4 km de distância. Os livros escolares e os geólogos de campo arredondam isso para 8 km/s. Nossas estações usam o valor arredondado de propósito, para que você possa observar qual é o custo disso: as distâncias ficam 5 por cento menores.

O fator depende da rocha. Se a onda S tiver 1/√3 da velocidade de P, uma hipótese comum, o fator será 8,2 km/s para uma velocidade de P de 6,0 km/s. A sismologia real vai além. Ela usa tabelas de tempos de percurso construídas a partir de modelos da Terra em camadas, em vez de uma única velocidade, porque as ondas aceleram com a profundidade e algumas percorrem caminhos mais rápidos pelo manto.

A distância encontrada dessa maneira é a distância até o hipocentro, o ponto subterrâneo onde a ruptura começou. Para um terremoto raso, ela é próxima da distância até o epicentro, o ponto na superfície diretamente acima.

Três círculos encontram o epicentro

Uma estação fornece uma distância, mas nenhuma direção. O terremoto pode estar em qualquer lugar de um círculo ao redor dela. Duas estações reduzem as possibilidades a dois pontos. Três estações resolvem a questão.

O modelo desenha os círculos como eles são desenhados no papel: o raio é a distância até o hipocentro. Como o terremoto está no subsolo, os círculos se sobrepõem em vez de se encontrarem em um único ponto. Para cada par de círculos, trace a reta que passa pelos dois pontos de interseção, sua corda comum. As três cordas comuns se encontram em um único ponto, e esse ponto é o epicentro. Isso funciona exatamente quando as distâncias estão corretas, porque cada raio ao quadrado excede a distância horizontal ao quadrado pela mesma quantidade, profundidade². Os próprios raios não compartilham um excesso constante. Quando você conhece o epicentro, a profundidade resulta de Pitágoras: profundidade² = d² - r², em que r é a distância da estação ao epicentro.

Com a regra de 8 km/s, os círculos ficam um pouco pequenos demais, de modo que a cruz preta cai alguns quilômetros distante do anel vermelho, e a profundidade pode nem resultar em um valor. O mostrador apresenta tanto o erro quanto a estimativa de profundidade conforme você move o terremoto.

Magnitude e intensidade são números diferentes

O controle deslizante Magnitude altera um único número para todo o terremoto. A magnitude descreve quanta energia a ruptura liberou, e é a mesma onde quer que você a meça. A escala é logarítmica: um aumento de uma unidade na magnitude significa cerca de 31,6 vezes mais energia, e duas unidades significam 1000 vezes. Gutenberg e Richter estimaram a energia irradiada como log₁₀ E ≈ 4,8 + 1,5 M, com E em joules. Para M 5,8, isso dá 10^13,5, cerca de 3,2 × 10¹³ J.

A intensidade é diferente. Ela descreve com que força o solo tremeu em um local, avaliada pelo que as pessoas sentiram e pelo que foi danificado. O mesmo terremoto produz intensidade alta perto do epicentro e baixa longe dele, e um terreno macio pode tremer mais que uma rocha próxima. A Coreia informa a intensidade na escala Mercalli Modificada, escrita em algarismos romanos de I a XII. No modelo, você pode ver essa ideia nos sismogramas: a estação mais próxima do terremoto registra a maior oscilação. A oscilação é apenas uma medida relativa aproximada. Ela diminui com a distância e aumenta com a magnitude, mas não é um cálculo real de intensidade.

Os terremotos de Gyeongju de 2016 e Pohang de 2017

A Coreia fica no interior da Placa Eurasiática, longe de qualquer limite de placas, mas a tensão das placas ao redor ainda chega às suas falhas. Segundo a Korea Meteorological Administration (KMA), o terremoto de Gyeongju de 12 de setembro de 2016 ocorreu às 20:32:54 KST, 8,7 km a sul-sudoeste de Gyeongju, a uma profundidade de cerca de 15 km. Sua magnitude foi 5,8, a maior desde que a KMA começou a registrar terremotos em 1978. Um abalo precursor de magnitude 5,1 ocorreu às 19:44:32 na mesma noite. A intensidade máxima foi VI. A KMA considera que a causa foi o deslocamento horizontal em uma falha da zona de falhas de Yangsan, o mesmo movimento transcorrente da opção Transformante deste modelo.

O terremoto de Pohang de 15 de novembro de 2017 ocorreu às 14:29:31 KST, 8 km ao norte de Buk-gu, Pohang, a uma profundidade de cerca de 7 km. Sua magnitude foi 5,4, a segunda maior desde 1978, e sua intensidade máxima também foi VI. Os dois terremotos diferem em 0,4 na magnitude, o que significa 10^(1,5 × 0,4) ≈ 4 vezes mais energia para Gyeongju, mas ambos atingiram a mesma intensidade máxima. A intensidade depende da profundidade, da distância e do terreno, não apenas da energia liberada.

Números que você pode conferir

Considere a opção Transformante com o terremoto 20 km a oeste do centro, a uma profundidade de 12 km. A estação B está 20 km a leste e 70 km ao norte, portanto a distância até o hipocentro é √(40² + 70² + 12²) = 81,5 km.

Com as distâncias de 8,4 km/s, as cordas comuns se encontram exatamente no epicentro verdadeiro, e a profundidade resulta em 12 km. Com as distâncias de 8 km/s, elas se encontram a 8,5 km de distância, e os círculos são pequenos demais para fornecer uma profundidade.

Outras verificações: uma estação a 100 km de distância recebe a onda P após 16,7 s e a onda S após 28,6 s, um tempo S-P de 11,9 s. Multiplicar por 8 dá 95 km. A razão de energia para uma unidade de magnitude é 10^1,5 = 31,6, e um aumento de 0,2 quase duplica a energia (10^0,3 = 2,0).

O que o modelo deixa de fora

• As velocidades das ondas são iguais em todos os lugares. Ondas reais aceleram com a profundidade e se curvam, por isso as localizações reais usam tabelas de tempos de percurso.
• Os círculos são planos e as estações estão ao nível do mar. Programas reais de localização ajustam tempos de chegada de dezenas de estações simultaneamente.
• Os três limites estão separados. Na Terra real, as falhas transformantes geralmente conectam trechos de dorsal, e as placas se encontram em muitos ângulos.
• O vulcão, as cercas e o deslocamento da falha são desenhados ampliados. Todo o restante está em escala real.
• A fusão é mostrada como um caminho na face frontal. O magma real se desloca por fraturas e rochas porosas ao longo de milhares de anos.

Da área da falha à magnitude de momento

O controle de magnitude não muda o tamanho da falha desenhada. Para relacionar seu número a uma ruptura física, os sismólogos usam o momento sísmico, M₀ = μ A D. Aqui μ é o módulo de cisalhamento, uma medida da rigidez da rocha em pascals; A é a área da falha que deslizou, em metros quadrados; e D é o deslocamento médio em metros. A unidade resultante é N m. Embora tenha as mesmas dimensões de um joule, o momento sísmico não é a energia irradiada como ondas sísmicas. Grande parte do trabalho durante a ruptura se transforma em aquecimento por atrito e fraturamento da rocha.

Como exemplo hipotético, considere μ = 30 bilhões de Pa, uma área de falha com 10 km de comprimento e 8 km de largura, e deslocamento médio de 0,5 m. Primeiro converta a área: 10.000 × 8000 = 80.000.000 m². Então M₀ = 30 × 10⁹ × 80 × 10⁶ × 0,5 = 1,2 × 10¹⁸ N m. O USGS fornece a relação de magnitude de momento como Mw = (2/3)[log₁₀(M₀) − 9,1] quando o momento está em N m. A substituição dá Mw ≈ (2/3)(18,079 − 9,1) ≈ 5,99, ou cerca de 6,0. A constante seria 16,1 se o momento fosse expresso em dina cm, portanto copiar a equação sem suas unidades daria uma resposta muito errada.

Duplicar apenas o deslocamento duplica o momento, mas aumenta Mw em apenas (2/3) log₁₀ 2 ≈ 0,20. Duplicar tanto o comprimento quanto a largura da falha multiplica a área por 4 e acrescenta cerca de 0,40. Aumentar as três dimensões deste exemplo de ruptura por um fator de 2 multiplica o momento por 8 e acrescenta cerca de 0,60. Uma unidade de magnitude exige uma razão de momentos de 10^1,5 ≈ 31,6. Essa razão também aparece na relação aproximada de energia irradiada usada pelo mostrador, mas não torna momento e energia medidas intercambiáveis.

Os números de Gyeongju e Pohang citados acima são magnitudes do catálogo da KMA; não devem ser silenciosamente reclassificados como Mw. Métodos diferentes de magnitude medem partes diferentes do sinal. Uma magnitude pretende descrever a fonte, e não a posição do observador, mas as estimativas podem diferir entre agências e ser revisadas conforme chegam mais dados. Tampouco uma regra de amplitude dez vezes maior garante dez vezes mais tremor em cada edifício. A resposta do instrumento, o período da onda e o terreno local importam.

O que um número VEI mede

Um vulcão não tem uma magnitude sísmica para sua erupção. O Índice de Explosividade Vulcânica (VEI), introduzido por Chris Newhall e Steve Self em 1982, compara erupções explosivas usando o volume de fragmentos expelidos junto com observações da pluma e outras evidências. Os fragmentos, chamados coletivamente de tefra, incluem cinzas e pedaços maiores. Trata-se de um volume de material solto expelido, não simplesmente do volume de uma câmara magmática sólida no subsolo.

Limites inferiores de volume úteis são 0,1 km³ para VEI 4, 1 km³ para VEI 5 e 10 km³ para VEI 6. Um quilômetro cúbico corresponde a 1 bilhão de m³. Se esse volume fosse distribuído uniformemente sobre 1000 km², formaria uma camada de 1 m de espessura. Isso é uma ilustração aritmética, não um mapa previsto de cinzas: o vento separa as partículas, os depósitos ficam mais finos com a distância e os vales não acumulam cinzas de maneira uniforme. De VEI 2 em diante, as categorias sucessivas de volume geralmente diferem por um fator de 10, não pela razão de energia de aproximadamente 32 vezes de uma unidade de magnitude sísmica. As categorias mais baixas têm espaçamentos diferentes.

O USGS usa a erupção de 1980 do Monte Santa Helena como exemplo de VEI 5 e a erupção de 1991 do Pinatubo como VEI 6. Esses não são valores exatos de volume codificados por um único número inteiro. A duração da erupção também importa: o Parícutin expeliu cerca de 1,3 km³ de cinzas e fragmentos ao longo de 9 anos, mas recebe VEI 4, porque essa atividade prolongada não foi um único evento violentamente explosivo. A altura da pluma sozinha também é insuficiente, porque o teor de água e as condições atmosféricas afetam sua ascensão.

O VEI não é uma pontuação de perigo local. Um fluxo de lava com VEI baixo pode destruir um povoado em seu caminho. Uma erupção explosiva maior pode levar cinzas muito além do cone, enquanto misturas quentes de gás e fragmentos ameaçam encostas próximas. O vulcão cortado ao meio nesta exposição explica o trajeto da água da placa até o magma; ele não tem controle de VEI, cálculo de dispersão de cinzas nem mapa de evacuação. O tamanho de seu cone não pode ser interpretado como uma previsão da próxima erupção.

Tohoku e Pinatubo em escalas diferentes

Em 11 de março de 2011, o terremoto de Tohoku rompeu um limite de subducção ao largo do nordeste do Japão. O resumo do evento da JMA informa magnitude 9,0, profundidade de 24 km e mecanismo de falha inversa. Ele registra intensidade máxima JMA de 7. Esse 7 pertence à escala de intensidade japonesa, não à escala Mercalli Modificada de doze níveis usada na discussão sobre a Coreia. Igualar os algarismos de duas escalas de intensidade não é uma comparação válida.

A vista convergente ajuda a explicar o contexto: uma interface entre placas pode permanecer travada enquanto a rocha ao redor se deforma e depois deslizar em uma grande ruptura. Mas o ponto vermelho é apenas o ponto de início. Um grande terremoto real se propaga ao longo de uma superfície de falha; sua fonte não é um ponto matemático que libera tudo instantaneamente. O deslocamento do fundo do mar também pode gerar um tsunami, que se propaga como uma onda na água, e não como a esfera verde da onda S. Esta exposição não tem cálculo de tsunami. Uma frente de onda chegando a uma estação no bloco não indica a chegada de um tsunami à costa.

O Pinatubo mostra outra maneira pela qual um evento local pode ter efeitos distantes. A erupção culminante ocorreu em 15 de junho de 1991, nas Filipinas. O USGS informa quase 20 milhões de toneladas de dióxido de enxofre injetadas na estratosfera e um resfriamento global temporário de cerca de 0,5 °C. O gás forma gotículas de aerossol de sulfato que espalham a luz solar; o efeito climático duradouro não é simplesmente cinza escurecendo o céu. Parker e colaboradores encontraram resfriamento da superfície de até 0,5 °C durante alguns meses em meados de 1992, com efeitos menos evidentes em 1994. Esse momento importa: foi uma perturbação temporária, não uma redução permanente da temperatura do planeta.

Esses exemplos também separam medições de consequências. A magnitude de Tohoku descreve sua fonte sísmica, enquanto o tsunami depende do movimento do fundo do mar e da profundidade da água. O VEI do Pinatubo descreve uma erupção explosiva, enquanto seu resfriamento depende fortemente do enxofre que chega à estratosfera. Nem uma magnitude nem um valor de VEI, isoladamente, especificam vítimas, danos a edifícios ou resposta climática. Os controles do modelo isolam mecanismos; um evento real os combina com a geografia e comunidades vulneráveis.

Como um alerta pode chegar antes do tremor

O alerta precoce de terremotos detecta uma ruptura que já começou. Ele não prevê a data de um terremoto futuro. A KMA descreve o uso da onda P, mais rápida, para avisar antes da chegada do tremor mais danoso. O USGS ShakeAlert também combina dados de sensores para estimar a fonte e o tremor esperado, e depois transmite informações aos parceiros de distribuição de alertas. Os sinais de comunicação viajam muito mais rápido que as ondas sísmicas, mas registrar dados suficientes e entregar uma mensagem ainda consome tempo.

Use as velocidades do modelo para um orçamento de tempo hipotético. Uma estação de detecção a 20 km do hipocentro recebe P após 20/6 ≈ 3,3 s. Suponha que o processamento e a entrega da mensagem levem mais 4 s. Um alerta chega ao usuário cerca de 7,3 s após o instante de origem. Um usuário a 100 km do hipocentro recebe a onda S do modelo após 100/3,5 ≈ 28,6 s, restando cerca de 21,3 s entre o alerta e a chegada de S. Os 4 s supostos não são uma promessa sobre a KMA, o ShakeAlert ou uma rede de telefonia.

Para um usuário a apenas 15 km dessa mesma fonte, S chega após cerca de 4,3 s, antes que o alerta do exemplo esteja pronto. Essa é a limitação do aviso perto da fonte: um sistema em funcionamento ainda pode não fornecer aviso antecipado às pessoas mais próximas da ruptura. Fontes maiores também levam tempo para crescer, portanto uma estimativa inicial de magnitude pode não representar a ruptura final. A JMA informa ter emitido seu alerta de Tohoku 8,6 s após a primeira detecção da onda P na estação mais próxima. Esse é um intervalo entre detecção e emissão, não uma garantia de que cada morador teve 8,6 s de antecedência.

Os círculos de distância desta exposição esperam pelas chegadas de S porque demonstram o método de localização S-P. Um sistema real de alerta não pode esperar que a onda danosa alcance cada local ameaçado antes de decidir alertar. A construção de círculos em sala de aula e o alerta operacional rápido resolvem problemas relacionados, mas diferentes. Siga as orientações locais atuais de emergência quando chegar um alerta; este mostrador não é um serviço de informações de emergência.

Experimentos com os controles

Para um experimento de distância, selecione Transformante em Limite, defina Epicentro leste-oeste como −20 km e Profundidade focal como 12 km, e ative Círculos de distância. Depois que a reprodução levar as ondas S às estações, compare a estação B com o cálculo acima: seu intervalo S-P é de cerca de 9,7 s. Multiplicar por 8 dá 77,6 km, enquanto multiplicar por 8,4 dá a distância em linha reta de cerca de 81,5 km. A cruz preta é uma estimativa baseada no fator arredondado, não um segundo terremoto. A interface não tem uma opção para uma solução exata com 8,4; essa comparação é um cálculo nesta página.

Para um experimento de energia, mantenha o epicentro e a profundidade fixos e aumente Magnitude de 5 para 6. O mostrador de energia muda de cerca de 2,0 × 10¹² J para 6,3 × 10¹³ J, um fator de cerca de 31,6. Os tempos de chegada de P e S não mudam porque o código mantém a velocidade das ondas independente da magnitude. Se um sismograma atingir seu limite de desenho, sua altura visível não poderá ser usada para recuperar a razão de energia. Os registros são traçados esquemáticos, não acelerômetros calibrados.

Para um experimento de profundidade, deixe a posição horizontal fixa e aumente Profundidade focal. Ver por dentro revela as esferas em expansão abaixo da superfície. Ambas as chegadas ficam mais tardias porque a estação está mais longe do hipocentro, e o intervalo S-P também aumenta. A profundidade não desloca o epicentro para leste nem para oeste, embora a estimativa de localização com o fator arredondado possa mudar. Uma estimativa de profundidade ausente significa que o quadrado da profundidade ajustada ficou negativo com as distâncias aproximadas; não significa que o terremoto real aconteceu acima do solo.

Por fim, mude Limite de Transformante para Convergente. O controle também move o terremoto para uma posição típica do limite selecionado, portanto esta não é uma comparação controlada com coordenadas inalteradas. Leia a nova profundidade antes de comparar os tempos de chegada. Esses exercícios distinguem uma hipótese deliberada do modelo de um erro de medição e mantêm os controles visíveis separados das funções que a exposição não simula.

A seção da Terra: as mesmas placas em um planeta curvo

O bloco acima tem apenas 440 km de largura, pequeno o suficiente para que a curvatura da Terra não apareça. Ative Seção da Terra para ver as placas na escala em que ela aparece. A seção é uma fatia de uma esfera com o raio médio da Terra de 6371 km, com 40 graus de arco de largura, o que representa cerca de 4450 km ao longo da superfície, e 1000 km de profundidade. Nada é esticado: o meio da superfície curva fica 384 km acima de uma reta que une suas duas extremidades, e essa saliência é simplesmente a forma do planeta.

Dois limites atravessam a fatia em profundidade. A 410 km e a 660 km, os minerais do manto mudam para formas mais densas; entre eles fica a zona de transição. Essas profundidades vêm do Preliminary Reference Earth Model (PREM), o mesmo modelo usado pela exposição sobre as camadas da Terra.

Da esquerda para a direita, a seção mostra uma dorsal mesoceânica, uma placa oceânica que engrossa à medida que se afasta da dorsal e esfria, uma pluma de ponto quente que sobe de baixo da área visível, uma fossa onde a placa se curva para baixo e um continente. A placa que afunda, a placa em subducção, aumenta sua inclinação para 50 graus e depois se horizontaliza na zona de transição, com seu topo perto de 550 km e sua base logo acima do limite de 660 km. Neste modelo, a placa permanece acima de 660 km.

Os pontos vermelhos no interior da placa são terremotos. A maioria é rasa, perto da fossa, e alguns são profundos. Terremotos profundos acontecem dentro de placas em subducção, que permanecem mais frias e rígidas que o manto ao redor. Os mais profundos da lista do laboratório são o terremoto do norte da Bolívia de 1994, magnitude de momento 8,2 a 631 km, e o terremoto do Mar de Okhotsk de 2013, 8,3 a 598 km. Os pontos na seção são desenhados para mostrar o padrão, não retirados de um catálogo.

O vulcão do arco fica onde o topo da placa está a cerca de 100 km de profundidade, a 231 km da fossa neste modelo. A água liberada pela placa reduz o ponto de fusão da cunha mantélica acima dela, e o material fundido sobe como uma coluna em direção à superfície. Os próprios vulcões têm alguns quilômetros de altura, pequenos demais para serem vistos nesta escala, por isso pequenos cones marcam onde eles estão.

Terremotos reais no laboratório

O laboratório abaixo do palco lista 37 terremotos. Para cada um, os valores vêm de uma única fonte, o ANSS Comprehensive Earthquake Catalog (ComCat) do U.S. Geological Survey: a magnitude e seu tipo, a profundidade, a latitude e a longitude, o instante de origem em UTC e a maior intensidade no ShakeMap, se o catálogo tiver uma. A lista abrange todos os tipos de contexto da exposição: terremotos de subducção como Valdivia, Chile, em 1960 (magnitude de momento 9,5, a maior registrada), Alasca em 1964 (9,2) e Tohoku em 2011 (9,1); terremotos de colisão como Gorkha, Nepal, em 2015 (7,8); terremotos transformantes como San Francisco em 1906 (7,9) e Pazarcık, Turquia, em 2023 (7,8); terremotos divergentes na Islândia e no rifte de Afar; e terremotos em falhas no interior de placas, como Kobe em 1995 (6,9).

Escolher um terremoto define no bloco acima o tipo de limite em que ele ocorreu, sua profundidade e sua magnitude. Os controles do palco vão de magnitude 3 a 8 e de 2 a 120 km de profundidade, portanto um terremoto de magnitude 9,5 é mostrado em 8, e o cartão informa isso. Terremotos que não estão em um limite de placas, como os da Coreia, são mostrados como uma falha no interior de uma placa: o bloco usa a falha de deslizamento lateral da vista transformante, e o mostrador informa que o terremoto está no interior de uma placa. Um terremoto profundo ativa a Seção da Terra em vez disso e marca sua profundidade na placa em subducção.

O tipo de magnitude importa. Mw é a magnitude de momento, calculada a partir do tamanho do deslocamento da falha; Mww, Mwc e Mwb são versões dela calculadas a partir de partes diferentes das ondas registradas. Um mapa-múndi no laboratório mostra onde cada terremoto ocorreu, desenhado sobre o contorno costeiro do Natural Earth.

Um terremoto, duas magnitudes

Para os terremotos coreanos, o laboratório mostra duas colunas. A Korea Meteorological Administration (KMA) informa o abalo principal de Gyeongju de 2016 como magnitude 5,8 a uma profundidade de cerca de 15 km, e o terremoto de Pohang de 2017 como 5,4 a cerca de 7 km. O catálogo do USGS apresenta os mesmos dois terremotos como magnitude de momento 5,4 a 13 km e 5,5 a 10 km.

Nenhuma das agências está errada. A KMA informa uma magnitude local calculada a partir de sismômetros coreanos próximos da fonte, enquanto a magnitude de momento do USGS vem de ondas longas registradas ao redor do mundo. As duas escalas concordam em média para muitos terremotos, mas podem diferir por alguns décimos em qualquer evento individual. A intensidade também difere conforme a fonte. Para Gyeongju, o ShakeMap do USGS informa uma intensidade máxima de 6,7, escrita VII, enquanto a KMA informa VI; para Pohang, o ShakeMap informa 6,8, também VII, e a KMA novamente VI. O cartão mostra ambas lado a lado. É por isso que uma notícia, uma página da KMA e uma página do USGS podem apresentar números diferentes para o mesmo evento, e por isso uma comparação cuidadosa sempre identifica a agência e o tipo de magnitude.

Níveis de intensidade e aceleração do solo

A intensidade é medida em 12 níveis, escritos com algarismos romanos. A tabela da KMA, baseada na escala Mercalli Modificada, apresenta para cada nível uma descrição e um intervalo de aceleração máxima e velocidade máxima do solo. O nível II começa em 0,07 por cento de g, o nível V em 2,56 por cento, o nível VI em 6,86 por cento e o nível XI em 314 por cento. A tabela está no laboratório; as descrições em inglês ali seguem o texto abreviado de Mercalli Modificada do USGS.

Quando você escolhe um terremoto, o laboratório destaca sua maior intensidade do ShakeMap na tabela. Compare o terremoto do Mar de Okhotsk de 2013 com um raso de tamanho semelhante. Com magnitude 8,3, mas a 598 km de profundidade, sua intensidade máxima foi de apenas cerca de 4,9, porque as ondas se propagaram por 600 km de rocha antes de chegar à superfície. Terremotos rasos de magnitude 7,5 a 8 na lista alcançam intensidade 8 ou 9.

A calculadora de energia ao lado da tabela usa a mesma relação do mostrador do palco, log E = 1,5 M + 4,8. Duas magnitudes separadas por 1,0 diferem em 10 elevado a 1,5, cerca de 32 vezes, em energia, enquanto a oscilação em um sismômetro difere em 10 vezes.

Encontre o epicentro você mesmo

O experimento do epicentro esconde um terremoto em algum lugar sob o bloco, entre 5 e 25 km de profundidade. Você vê os três sismogramas com a chegada de P já marcada. Para cada estação, deslize o tempo S-P até que uma linha verde fique sobre a primeira grande oscilação de S. O laboratório então desenha um círculo ao redor dessa estação com raio igual ao tempo S-P multiplicado por 8,4 km/s. Esse fator é 6,0 × 3,5 ÷ (6,0 − 3,5) para as velocidades de P e S deste modelo. Os sismogramas do palco o arredondam para 8, como faz uma regra de sala de aula.

Toque no mapa onde os círculos mais se aproximam e o laboratório informará a distância entre você e o epicentro real. Os círculos não se encontram em um único ponto. Seu raio é a distância em linha reta até o hipocentro, que fica abaixo da superfície, por isso cada círculo é um pouco maior que a distância ao longo do terreno. Chegar a até 10 km significa que você leu as três linhas de S com precisão de cerca de um segundo.

Por que um tsunami é mais rápido em águas profundas

Um tsunami é uma onda com centenas de quilômetros de comprimento, muito mais longa que a profundidade do oceano. Para uma onda assim, a velocidade depende apenas da profundidade: c = √(g h), em que g é 9,81 m/s² e h é a profundidade. Sobre 4000 m de oceano, isso dá 198 m/s, ou 713 km/h, próximo da velocidade de um avião a jato, como a NOAA o descreve. Nessa velocidade, a onda atravessa 1000 km em cerca de 84 minutos. Sobre 100 m de água perto da costa, ela desacelera para cerca de 113 km/h, e a água se acumula.

A tabela da KMA de tsunamis observados na costa leste coreana permite testar essa ideia. Após o terremoto de magnitude 7,6 da Península de Noto às 16:10 KST de 1 de janeiro de 2024, a primeira onda chegou a Ulleungdo às 17:30, 80 minutos depois; a Sokcho às 17:59; a Mukho às 18:03; a Pohang às 19:14; e a Busan às 19:45. Ulleungdo fica a cerca de 560 km em linha reta do epicentro do USGS. Isso dá uma velocidade média de cerca de 420 km/h, a velocidade de um tsunami sobre um mar de cerca de 1390 m de profundidade. O trajeto real é mais longo que a linha reta, portanto a velocidade real foi maior. Os portos ao longo da costa sul, atrás de águas mais rasas, foram alcançados mais tarde. O laboratório tem a mesma tabela para os tsunamis do Mar do Leste de 1993 e 1983.

A KMA emite um aviso de tsunami quando se espera que um terremoto no fundo do mar de magnitude 6,0 ou mais leve uma onda de 0,5 m a 1,0 m à costa coreana, e um alerta para 1,0 m ou mais, em até 10 minutos após o terremoto.

Três formas de vulcão e a lista de erupções

A lista de erupções do laboratório tem 41 erupções, todas de uma única fonte: o banco de dados Volcanoes of the World do Global Volcanism Program (GVP) da Smithsonian Institution. Para cada uma, ele informa a forma e o contexto tectônico do vulcão segundo o GVP, a altitude de seu cume, a data de início e o Índice de Explosividade Vulcânica (VEI) da erupção.

Vulcões-escudo, como o Mauna Loa (4170 m), são largos e de declives suaves, construídos por lava basáltica fluida. Estratovulcões, como o Monte Fuji (3776 m), são cones íngremes de camadas de lava e cinzas provenientes de magma viscoso, rico em gases, e formam a maior parte dos arcos acima das zonas de subducção. Uma caldeira é uma depressão deixada quando o terreno cai em uma câmara magmática esvaziada após uma grande erupção; o Crater Lake, no Oregon, se formou dessa maneira quando o Monte Mazama entrou em erupção há cerca de 7700 anos, VEI 7 na lista do GVP. Escolher uma erupção ativa a Seção da Terra e desloca a vista até onde seu tipo de vulcão se forma: o arco para zonas de subducção, a dorsal para zonas de rifte, a pluma para vulcões no interior de placas.

O VEI foi proposto em 1982 por Chris Newhall e Stephen Self. Abaixo de VEI 0, uma erupção expele menos de 10.000 m³ de cinzas e rocha. VEI 1 abrange duas potências de dez; a partir de VEI 2, cada unidade representa dez vezes mais, portanto VEI 4 é cerca de 0,1 km³, VEI 5 cerca de 1 km³ (Monte Santa Helena em 1980), VEI 6 cerca de 10 km³ (Pinatubo em 1991) e VEI 8 pelo menos 1000 km³. O GVP lista a erupção de Baekdu (Changbaishan) que começou em novembro de 946 como VEI 6, e a erupção do Tambora que começou em 1812 e terminou em 1815 como VEI 7. Hunga Tonga-Hunga Ha'apai, cuja erupção começou em dezembro de 2021, tem VEI 5.

A lista também contém as duas erupções em Jeju registradas em 1002 e 1007. Elas são conhecidas apenas por registros históricos: o Goryeosa (1451) e o Goryeosajeolyo (1452) as descrevem. Um estudo de 2019 no Journal of the Geological Society of Korea interpreta o registro de 1002 como lava subindo de quatro lugares da ilha e o registro de 1007 como uma erupção no mar, perto de Hyeongjaeseom ou no fundo do mar. Um estudo de 2016 que datou os cones mais jovens da ilha não encontrou um vulcão com apenas 1000 anos. O GVP lista ambas como observações relatadas, sem um VEI, e o cartão do laboratório informa que as datas se baseiam no registro histórico.

Onde encontrar orientações oficiais

Esta exposição explica como terremotos, tsunamis e vulcões funcionam. Ela não diz o que fazer durante um deles. Essas orientações são publicadas por órgãos oficiais: na Coreia, a página de segurança em terremotos e vulcões da KMA, cujo conteúdo vem do Ministry of the Interior and Safety, e o National Disaster Safety Portal desse ministério; nos Estados Unidos, o USGS Earthquake Hazards Program. O laboratório fornece links para eles, e sua primeira linha informa que ele é um modelo didático, não uma fonte de alertas.