domingo, 26 de fevereiro de 2012

RESUMO DE GEOLOGIA ESTRUTURAL

1. Falhas

1.1 Definição: São fraturas ao longo das quais ocorre movimento relativo dos blocos resultantes, o que se dá ao longo do plano de fratura. A amplitude deste deslocamento pode ser de milímetro até centenas de metros.
As falhas são formadas por esforços tectônicos ou atectônicos. Os primeiros, e mais freqüentes, originam-se de esforços de tração ou de compressão. As falhas atectônicas são, normalmente, de menor amplitude não só no deslocamento, como também na dimensão do plano de falha.

1.2 Elementos das falhas:
Plano de falha – superfície decorrente dos falhamentos e no qual os blocos se deslocam.
Rejeito – é a medida do deslocamento linear resultante do movimento que  ocasionou a falha.
Linha de falha – linha que resulta da interação do plano de falha com a superfície.
Teto – bloco que se acha na parte superior do plano de falha.
Muro – bloco que se acha na parte inferior do plano de falha.

1.3 Tipos de falhamentos:
Falha normal ou de gravidade – o teto desce em relação ao muro, ou seja, neste caso um dos blocos é abatido na mesma direção na qual mergulha o plano da falha, em conseqüência ocorre um afastamento das camadas.
Falha inversa – o teto sobe em relação ao muro. Uma parte é empurrada por sobre a outra, “cavalgando-a”. Este tipo de falha resulta de esforços de compressão, onde tende a encurtar a área da crosta terrestre.
Falha transcorrente ou horizontal – é aquela falha onde o deslocamento é paralelo a direção da falha. Não há a componente vertical. O deslocamento acompanha a horizontalidade das camadas. O exemplo mais célebre é a famosa falha de Santo André, na Califórnia;
Sistemas de falhas - as perturbações que afetam uma região podem produzir uma série de falhamentos. Dependendo da direção dos esforços os planos das falhas poderão dispor-se paralelos entre si ou oblíquos. Uma das formas mais comuns resultantes dos sistemas de falha são as Fossas Tectônicas. Dá-se o nome de Gráben às depressões estruturais ocasionadas por falhamentos e Horst às regiões elevadas.

1.4 Importância para a formação do relevo:
Dependendo do tamanho do falhamento e de sua idade, a configuração do terreno poderá ser ou não afetada. Quando afloram à superfície formam uma linha que se denomina linha da falha. Sendo recente a falha, que a erosão não tenha ainda aplainado a região falhada, provavelmente formar-se-á uma declividade. Quando os rios atravessam a falha, aparecerão cachoeiras, corredeiras ou lagos.
Em alguns casos não é permitida a verificação de uma falha antiga, se a erosão já atuou aplainando o relevo. Se as rochas dispostas lado a lado da falha forem diferentes os solos resultantes destas rochas poderão diferir de tal modo que a vegetação seja também diferente. Em áreas destituídas de vegetação, é possível que haja mudança brusca na coloração do solo ou da própria rocha, seguindo uma direção mais ou menos retilínea, dada pela interseção do plano da falha com a superfície do terreno. Se esta for acidentada, a linha obedecerá às irregularidades topográficas. Outras vezes podem formar-se cristas com alinhamento preferencial. Estas cristas podem originar-se da cimentação ao longo do plano da falha por soluções ascendentes de diversas naturezas.

2. Dobras

2.1 Definição: São flexões sofridas pelas rochas produzidas por esforços de compressão sobre rochas incompetentes.

2.2 Elementos das dobras:
Flancos: São os dois lados da dobra (as encostas). Havendo mais de uma dobra, um lado pode ser ao mesmo tempo o flanco direito superior e o esquerdo inferior da dobra adjacente;
Crista: É a linha resultante da ligação dos pontos mais elevados de uma dobra, podendo ou não coincidir com o eixo da dobra.
Plano axial: Plano que divide a dobra em dois flancos.
Plano da Crista: é a superfície formada pelo conjunto das cristas de um pacote de camadas. É de grande importância no estudo de estrutura de depósitos de petróleo, pois o acúmulo do líquido dá-se nesta zona de dobra.

2.3 Tipos de dobramentos:
Anticlinal – É a dobra na qual os flancos se abrem para baixo, tendo por cima o eixo. Esta definição é válida para as dobras mais comuns, de eixo horizontal ou pouco inclinado. Contudo se o eixo for vertical ou se ambos os flancos forem horizontais a anticlinal é identificada por possuir as camadas mais antigas na sua parte interna.
Sinclinal – É a dobra na qual os flancos se abrem para cima, ao contrário da anticlinal. Caracteriza-se por possuir as camadas mais modernas na sua parte interna.
Isoclinal – É a dobra na qual ambos os flancos mergulham na mesma direção e com o mesmo ângulo de mergulho.
Monoclinal – Também chamada flexão, quando se dá o encurvamento de apenas uma parte, permanecendo as demais na sua posição original.
Dobra Assimétrica – O ângulo de mergulho dos dois flancos difere um do outro.
Dobra deitada – O plano axial tende á horizontalidade, fazendo com que um dos flancos se situe por baixo do outro. Denomina-se também dobra recumbente.
Dobra de arrasto – Trata-se de um conjunto de dobras menores subordinadas a uma dobra maior, onde exitem camadas incompetentes junto a camadas competentes. Enquanto estas resistem ao esforço e ao peso de outras camadas, aquelas não resistem, sofrendo uma série de pregas e de fraturas de cisalhamento.
Dobra em leque – Quando os flancos da dobra se aproximam mais na parte mediana podendo ser tanto a sinclinal como a anticlinal, a configuração resultante sugere a forma de um leque.

3. Rochas Metamórficas

3.1 Definição de metamorfismo: Transformações sofridas pelas rochas sem que ocorra fusão. Provocam modificações estruturais, deformação e surgimento de novos minerais causando mudança na textura e estrutura da rocha. As rochas em geral, que se encontram em profundidades superiores a 3 Km, por causa das pressões e temperaturas elevadas, assim como dos fluidos ativos, tornam-se instáveis. Os minerais originais transformam-se, por reações mútuas ou por modificações do sistema de cristalização, em novos minerais. A rocha passa a ter nova composição mineralógica, com o aparecimento de novas características de ordem estrutural e textura. Todas essas transformações ocorrem no estado sólido, ou seja, a rocha não passa por uma fase de fusão. As novas rochas assim formadas são chamadas metamórficas, e o fenômeno que origina tais transformações é denominado metamorfismo.
 
Principais Rochas Metamórficas:
Quartzito: Rocha metamórfica cujo componente principal é o quartzo (>75% como ordem de grandeza). Um quartzito pode ter como protólito arenitos quartzosos (origem mais comum), tufos e riolitos silicosos e chert silicoso. Bolsões (pods) ou veios de quartzo, normalmente produtos de segregação metamórfica, são muitas vezes retrabalhados por cataclase e metamorfismo dando origem a quartzitos semelhantes aos de origem sedimentar.
Ardósia: Rocha metamórfica de grau muito baixo caracterizada pela granulação muito fina, pouco brilho, cristalinidade baixa. Com o aumento de metamorfismo regional transforma-se em filito e xisto.
Filito: Rocha metamórfica intermediária entre ardósia e xisto na evolução metamórfica. Diferentemente da ardósia, o plano de xistosidade é bem definido e brilhante, determinado pela disposição de mica muscovítica e clorita principalmente.
Xisto: Rocha metamórfica caracterizada pela xistosidade. Os xistos podem provir de vários tipos de rochas, de basaltos a pelitos e também de rochas plutônicas que sofram forte hidratação junto com metamorfismo termodinâmico.
Mármore: Calcário metamorficamente recristalizado que tem como constituinte importante um carbonato(>50%), geralmente calcítico ou dolomítico, e que ocorre em várias fácies: maciço, bandado, brechóide.
Gnaisse: Rocha metamórfica essencialmente quartzo-feldspática, granulação freqüentemente média a grossa;  a estrutura é muito variável desde  maciça, granitóide, com foliação dada pelo achatamento dos grãos até bandada, com bandas, geralmente milimétricas a centimétricas, quartzo-feldspáticas alternadas com bandas mais máficas, derivada de processos de segregação metamórfica que culminam em rochas migmatíticas.

3.2 Agentes do metamorfismo:
Metamorfismo de contato – ação da temperatura. Ao aprofundarem-se progressivamente sob um crescente número de camadas de sedimentos, as rochas vão sofrendo temperaturas cada vez mais elevadas.Ex: Cornubianito.
Metamorfismo dinâmico – ação da pressão. Ex: Cataclasico.
Metamorfismo Regional – a simples elevação de temperatura não é um fator determinante do metamorfismo, mas é principalmente a pressão e combinação com a temperatura que mais contribui para as profundas modificações das rochas.Ex: Ardósia se transforma em gnaisse.

3.3 Tipos de metamorfismo:
Metamorfismo de contato  - é influenciado apenas pela temperatura. Este tipo de metamorfismo é caracterizado junto ao contato, sob influência do calor cedido por uma intrusão magmática que corte uma seqüência de rochas sedimentares encaixantes, podendo ser metamórficas ou magmáticas. Esta transformação que ocorre na encaixante denomina-se auréola de contato onde sua extensão depende de vários fatores: da temperatura de intrusão, da capacidade calorífera (que depende da temperatura, massa e calor específico do magma invasor), da diferença da temperatura da intrusão e das rochas encaixantes, do tipo de esforço que acompanha a intrusão, a natureza química das rochas encaixantes e a natureza do magma.
Metamorfismo regional - desenvolve-se em grandes extensões e profundidades na crosta, e está relacionado a cinturões orogênicos nos limites de placas convergentes. As transformações metamórficas são geradas pela ação combinada da temperatura, pressão litostática e pressão dirigida, atuantes durante milhões de anos. O fluxo de calor pode ser intenso, com gradientes geotérmicos elevados, de até 60ºC/Km. As rochas são fortemente dobradas  e falhadas, e sofrem recristalização, formando novas texturas e associações minerais estáveis nas novas condições, geralmente apresentam estrutura foliada, tendo como exemplos: ardósias, filitos, xistos, gnaisses, anfibolitos, granulitos e migmatitos.
Metamorfismo dinâmico - desenvolve-se em faixas longas e estreitas nas adjacências de falhas ou zonas de cisalhamento, onde pressões dirigidas de grande intensidade causam movimentações e rupturas na crosta terrestre. A energia envolvida produz intensa diminuição dos minerais em zona de maior movimentação, reduzindo a granulação das rochas em escalas diversas e formando-as com intensidade variável. O metamorfismo dinâmico é responsável pelas transformações texturais e estruturais, como microbandamento ou laminações. Em superfícies, nas zonas de cisalhamento, as deformações são do tipo rúptil, os minerais são fragmentados ou pulverizados. Já em zonas mais profundas, o cisalhamento provoca deformações dúcteis, onde os minerais são deformados. Em muitos casos, a deformação é acompanhada por percolação de fluidos, provocando recristalização dos minerais e cristalização de minerais novos, hidratados.
Metamorfismo de soterramento - ocorre em bacias sedimentares em subsidência. É resultado do soterramento de espessas sequências de rochas sedimentares e vulcânicas a profundidades onde a temperatura pode chegar a 300ºC  ou mais, devido o fluxo de calor na crosta.
Metamorfismo hidrotermal - é o resultado da percolação de águas quentes ao longo de fraturas e espaços intergranulares das rochas. É considerado como um processo metassomático, onde ocorrem trocas iônicas entre a água quente e as paredes das fraturas. Os minerais perdem estabilidade e recristalizam-se sob temperaturas entre 100 a 370ºC. Ocorre frequentemente em bordas de intrusões graníticas, em áreas de vulcanismo basáltico submarino e em campos geotermais, sendo um importante processo gerador de depósitos minerais.
Metamorfismo de fundo oceânico - ocorre próximo aos rifts das cadeias meso-oceânicas, onde a crosta recém formada e quente interage com a água fria do mar através de processos metassomáticos e metamórficos termais.
Metamorfismo de impacto - ocorre em extensões reduzidas na crosta terrestre, e desenvolve-se em locais submetidos ao impacto de grandes meteoritos. A energia do impacto é dissipada na forma de ondas de choque que fraturam e deslocam as rochas formando a cratera de impacto, e de calor (alcançam até 5000ºC), que vaporiza o meteorito e funde as rochas.

3.4. Tipos de texturas metamórficas:
Granoblástica - Ocorre quando a rocha apresenta minerais granulares sem orientação;
Lepidoblástica - É típica em rochas que apresentam minerais micáceos com orientação dada por biotita, moscovita, clorita etc;
Porfiroblástica - Este tipo de textura ocorre quando espécies minerais destacam-se em tamanho na matriz da rocha;
Nematoblástica  - Está relacionada com a orientação de minerais prismáticos como piroxênios e anfibólios na rocha.

3.5. Tipos de estruturas metamórficas:
a)  Maciça – há ausência de elementos planares ou lineares na rocha, que exibe aspecto compacto, maciço. Exemplos típicos são mármores, quartzitos e hornfels;
b) Xistosa – essa estrutura é representada pelo desenvolvimento de minerais placóides e/ou tabulares/prismáticos;
c) Gnáissica – É a estrutura típica dos gnaisses, rochas em que os feldspatos perfazem mais de 20% do volume. Essa estrutura normalmente é caracterizada por bandeamento composicional. Bandas claras, mais ricas em quartzo e feldspato alternadas com bandas mais escuras, por conter maior teor de minerais máficos;
d) Granular – quando o sedimento original é formado por minerais com pouca tendência ao desenvolvimento de formas lamelares por cristalização, ou então quando o metamorfismo se dá sem pressões orientadas, as estruturas que se formam não são orientadas, mas sim granulares.

3.6. Principais seqüências metamórficas:
• Areia (P+T)  Arenito (P+T) – Quartzito
• Argila (P+T)  Folhelho (P+T)  Ardósia (P+T)  Filito (P+T)  Xisto (P+T)  Gnaisse (P+T)  Migmatito
• Calcário (P+T)  Mármore

4. Teoria tectônica de placas

4.1 Enunciado: O globo terrestre está dividido em vários segmentos litosféricos denominados placas tectônicas que se deslocam sobre a astenosfera, interagindo ao longo do tempo entre si em um processo geodinâmico que origina montanhas e bacias geológicas, ocorrendo terremotos, magmatismo e outros eventos geológicos associados a esses movimentos das placas. Nas bordas (margens ou limites) das placas, geralmente se tem freqüentes atividades sísmicas.
Uma explicação simples da teoria da Deriva Continental, hoje conhecida como Teoria Tectônicas de Placas, é: os continentes se deslocaram e deslocam através da superfície do globo terrestre sobre o manto superior. Pelo deslocamento destas placas, a posição atual dos continentes ou porções de continentes, não corresponde as suas posições no passado e não corresponderão as suas posições no futuro. Enfim, trata dos movimentos e transformações das placas da crosta sobre a camada mais aquecida do manto, a Astenosfera. A litosfera que segundo essa teoria possui 200km de espessura é empurrada para os lados graças ao fluxo ascendente de material magmático do manto superior, enquanto que as sobras laterais mergulham nas grandes fendas, mais comumente localizadas junto ás margens dos continentes, nas zonas de subducção. A crosta terrestre é formada por 12 placas tectônicas.

4.2 Evidências da deriva continental:
Relações de contorno – bordas dos continentes, principalmente a borda da costa leste da América do Sul e a borda da costa oeste do continente Africano que se encaixam perfeitamente.
Paleontológica - Por apresentar fósseis de vegetais de mesmo tipo nos dois continentes.
Litológica – Mesma litologia e a mesma idade geológica (Permiano), além dos dobramentos orogenéticos paleozóicos existentes no Cabo, coincidindo com dobramentos similares na Argentina.
Algumas evidências da Deriva Continental
1- Cristas Mesoceânicas ou Dorsais oceânicas.
2- Paleomagnetismo, com orientação para os pólos e paralelas nos dois lados das dorsais.
3- Falha de San Andrews na Califórnia.
4- Rift Valley na Costa Leste Africana
5- Mesosaurus no América do Sul e África
6- Flora de Glossopteris (América do Sul, África, Índia, Austrália, Antártida).
7- Flora Conífera (climas tropicais) Leste da América do Norte e Oeste da Europa.
8- Flora de Archaeopteris (Rússia, Irlanda, Canadá e Estados Unidos).

4.3 Idade do início do processo: Mais ou menos 180 milhões de anos no Jurássico.

4.4 Mosaico de placas: São 12 as placas tectônicas.
Placa Norte Americana
Placa Caribeana
Placa de Cocos
Placa de Nazca
Placa Sul-Americana
Placa Arábica
Placa africana
Placa Eurasiana
Placa Indiana
Placa das Filipinas
Placa Pacífica
Placa Antártica

4.5 Tipos de movimentos:
Movimento entre Placas Divergentes: Ocorre quando as placas se movimentam para direções contrárias entre si. Esse processo acontece principalmente nas áreas ao longo das cadeias meso-oceânicas.
Essas cadeias são extensas elevações submarinas, cuja topografia é muito mais acentuada e exuberante do que as tradicionais zonas montanhosas existentes nos continentes - podem alcançar mais de 1.000 km de largura e 20.000 km de extensão e sua crista é marcada por profundas fendas ou fissuras.
Quando as placas se afastam uma da outra, o material em estado de fusão - o magma - existente no topo da astenosfera, sobe através das fendas, situadas na crista das cadeias submarinas, e extravasa-se formando um novo fundo oceânico.
Movimento de Placas Convergentes: Este caso ocorre quando duas placas se chocam. Na maior parte das vezes, uma delas desliza por debaixo da outra, formando profunda trincheira que penetra pelo fundo oceânico. A placa inferior desliza no interior da astenosfera segundo um plano inclinado - entre 40º a 60º com relação a horizontal. Essa região de junção de placas recebe o nome de Zona de Subdução ou Zona de Benioff-Wadati. Mais de 3/4 dos terremotos do mundo ocorrem nesse tipo de limite de placas. É aí também que se encontram os sismos de foco profundo, com 300 a 700 km de profundidade.
Ao subsidir para zonas mais profundas da astenosfera a placa rígida encontra altas temperaturas podendo ser parcialmente fundida. Esse novo magma, que é menos denso que as rochas circunvizinhas, sobe através de zonas de fraqueza da crosta e se extravasa sob a forma de vulcões. Aproximadamente 2/3 das erupções vulcânicas conhecidas ocorrem nesse tipo de limite de placas.
Exemplo clássico de placas convergentes é a de Nazca e a da América do Sul. A interação do movimento dessas placas possibilitou a formação da Cadeia Andina e a trincheira oceânica Chile-Peru.
Movimento Horizontal ou de Falha Transformante: Separa placas que estão se deslocando lateralmente. O atrito entre as placas é grande de modo que podem ocorrer grandes esforços e deformações nas rochas que, periodicamente, são liberados por meio de grandes terremotos.
Para esse caso, o melhor exemplo é a falha de Santo André, na Califórnia, limitando a Placa Americana, com movimento geral na direção SE, da Placa do Pacífico, com movimento geral na direção NW.

Nem todos os limites das placas são tão simples quanto os tipos principais discutidos acima. Em algumas regiões da terra, os limites não estão bem definidos porque a deformação da placa em movimento que ali ocorre estende-se sobre uma larga região (chamada uma zona do limite entre placas). Uma destas zonas marca a região Mediterrânica-Alpina entre as placas Euro-Asiática e Africana, na qual diversos fragmentos menores das placas (microplacas) foram reconhecidos. Porque as zonas dos limites entre placas, envolvem pelo menos duas grandes placas e uma ou mais microplacas, tendem a ter estruturas complicadas.
4.6 Tipo de força:  Acredita-se que as placas podem ser transportadas por correntes de convecção do manto, governadas por forças gravitacionais, ou ainda, arrastadas. Neste caso, supõe-se que num de seus bordos, as placas poderiam ser mais frias que a astenosfera ou, ainda, mais pesadas, podendo mergulhar em direção ao manto na zona de subducção

5. Orogênese

5.1 Definição: Parte da geologia que trata do estudo das formações das montanhas.

5.2 Classificação das montanhas: Quanto à origem se dividem em quatro tipos.
Montanhas de origem vulcânica: Tais elevações são formadas pelo acúmulo de material expulso, proveniente de partes profundas da crosta terrestre. As vezes predominam lavas, como nos vulcões havaianos, outras vezes o material piroclástico, como é o caso do Paricutin, e finalmente ambos associados, lava e tufo, como no tipo estrato-vulcão, cujo exemplo clássico é o Vesúvio, ou Kilimanjaro (6.000 m), imponente montanha vulcânica
Montanhas produzidas por dissecação erosiva de planalto: Regiões aplainadas ou mesmo originalmente planas, como são as formadas pelo entulhamento de lagos ou mares fechados, podem sofrer a ação de forças epirogenéticas que determinem o seu levantamento sem deformações tectônicas consideráveis. Do desnível resultante, a conseqüência imediata é a erosão estimulada com maior ou menor intensidade pela ação de rios que drenam o planalto
Montanhas produzidas por falhamentos: São caracterizadas pelo deslocamento principal no sentido vertical. Podem ocorrer flexuras, mas faltam as deformações plásticas. Verifica-se a elevação de blocos numa região baixa, ou abatimentos em áreas elevadas, formando as fossas tectônicas ou ainda, pode dar-se o levantamento geral dos blocos, uns mais do que os outros, como também, um abaixamento irregular. As montanhas de falhamento principal no sentido vertical.
Montanhas produzidas por dobramentos: São originadas pelas flexões sofridas pelas rochas produzidas por esforços de compressão sobre rochas incompetentes. A ocorrência são áreas de choque de placas.

6. Epirogênese

6.1 Definição: Caracteriza-se por movimentos no sentido vertical de vastas áreas continentais, sem perturbar localmente a disposição e a estrutura geológica das formações que compõem os blocos afetados por estes movimentos. A Epirogênese afeta por igual extensas áreas continentais, podendo formar-se grandes arqueamentos, que podem ser , localmente, conjugados com rupturas de tensão, comportando-se tudo como se o piso dos continentes ora se incha-se, produzindo intrumescências, ora se deprimi-se, dando origem as bacias. Na Epirogênese pode-se observar, simultâneamente, levantamentos de certas partes dos continentes acompanhados de abaixamentos de outras partes, sempre á custa de movimentação vertical.

6.2 Tipos de movimentos: O movimento Epirogenético pode ser positivo quando o bloco continental se levanta, determinando o recuo do mar, ou o movimento epirogenético pode ser negativo, quando se verifica o movimento contrário, ou seja, quando o continente se abaixa, o que ocasiona o avanço do mar, que transgride por sobre o continente.

6.3 Evidências diretas: Pode ser observado nas costas da península Escandinava onde a linha da praia tem regredido continuamente. Este fato é atribuído a um levantamento epirogenético da ordem de um metro por século. Assim sendo, admite-se que a Escandinávia já se tenha levantado cerca de 200 metros nestes últimos 20.000 anos. Por outro lado, as costas da Holanda estão sofrendo um contínuo abaixamento, notado pela tendência de um progressivo avanço do mar por sobre o continente. Eis pois a causa da construção dos famosos diques na Holanda, destinados a conter a inundação e preservar respeitáveis áreas para agricultura.
Indiretas: São mais fáceis de serem observadas quando o mar recua, pelo fato das evidências ocorrerem acima do nível do mar. No caso contrário, o mar encobre as suas próprias marcas, tornando mais difícil a verificação do abaixamento epirogenético. As evidências indiretas mais convincentes são as formações marinhas fossilíferas, situadas acima do nível do mar, submetidas ao ciclo de erosão normal e sem perturbação da sua atitude original. Este fato pode ser observado no Nordeste do Brasil, com as formações do Cretáceo marinho e do Terciário Inferior, também marinho (formação Itamaracá, Gramame e Maria Farinha).

7. Terremotos                        
7.1 Definição: São vibrações naturais da crosta terrestre que se propagam por meio de vibrações, podendo ser percebidos diretamente com os sentidos ou por meio de instrumentos. Resulta da liberação imediata da energia aplicada à rocha, que recebe tensão, tensão esta que se vai acumulando no decorrer de longo tempo.

Foco e epicentro
O local abaixo da crosta onde o terremoto é produzido chama-se foco, e o ponto sobre a superfície, vertical ao foco, é o epicentro. Ocorrem ainda vibrações menores na superfície da Terra, ocasionadas por desmoronamento do teto de cavernas, especialmente nas regiões calcárias. Pequenas vibrações são sentidas também nas regiões situadas próximo de barragens que sofreram represamento recente das águas. A exploração da água subterrânea em regiões sedimentares também tem provocado novas acomodações superficiais, notadamente onde se processa um abaixamento do lençol freático.

7.2 Causas: Admite-se que os terremotos sejam originados por três causas diferentes, motivadas por três diferentes processos geológicos.
Desmoronamentos internos superficiais: provocados pela dissolução de rochas pelas águas subterrâneas. Este tipo de terremoto é geralmente de pequena intensidade e local, afetando somente a área próxima do colapso. Ex: Desmonoramento de cavernas calcárias profundas pela dissolução de rochas calcárias e conseqüente acomodação de blocos superiores.
Colapso de parte do edifício vulcânico, pelo vazio formado pela saída de grande quantidade de lava, formando-se na parte superior as caldeiras de abatimento.
Acomodação de sedimentos pelo seu próprio peso, no caso de haver camadas espessa de argila, que é uma rocha lisa, escorregadia.
Causas vulcânicas: Resultam de explosões internas, ou de colapsos, ou acomodações verificadas nos vazios resultantes da expulsão do magma. Com certa freqüência os tremores de terra antecedem as erupções vulcânicas. Podem ocasionar terremotos locais, geralmente de pequena intensidade, afetando somente as imediações do centro do abalo.
Causas tectônicas: Estas são as mais importantes, as responsáveis pela formação de grandes terremotos, que podem propagar-se por toda a Terra. As vibrações podem ser perceptíveis sem o auxílio de aparelhos, denominadas macrossismos, e as de menor intensidade, os microssismos. A coincidência da localização dos focos dos terremotos nas áreas sujeitas a vulcanismo recente, e ao mesmo tempo tectonicamente instáveis, sujeitas a levantamentos, dobramentos e a falha do Terciário até hoje, indicam que os grandes terremotos se originam de movimentações tectônicas profundas, situadas entre 8 a 15km abaixo da superfície.

7.3 Distribuição Mundial: A distribuição geográfica ressalta dois cintos de alta intensidade sísmica. Um deles começa na ilha da Madeira, segue até o mar Mediterrâneo, indo até o arquipélago indonésio. O segundo cinto circunscreve o oceano Pacífico. Os epicentros profundos limitam-se a esta região. Vemos assim que as áreas sujeitas a grandes terremotos se localizam nas faixas das cordilheiras altas, onde os acidentes topográficos são bastante acentuados, na lombada Atlântica e nas fossas submarinas.

8. BIBLIOGRAFIA
Geologia Geral. Companhia Editora Nacional, 2001. São Paulo. Viktor Leinz; Sérgio Estanislau do Amaral.
Geologia Geral. LTC, 2002. Rio de Janeiro. José Henrique Popp.


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