Por que os terremotos acontecem (e por que não conseguimos prevê-los)

Eram 5h12 da manhã do dia 18 de abril de 1906, e a maior parte de San Francisco ainda dormia. Sob a Sacramento Street, e ao longo de cerca de 477 quilômetros da Falha de San Andreas, duas enormes lajes da crosta terrestre que estavam travadas uma à outra havia décadas finalmente se soltaram. A placa do Pacífico se lançou para noroeste, passando pela placa Norte-Americana em questão de segundos, o solo se ergueu, e um terremoto de magnitude 7,9 percorreu a cidade. Em poucos minutos os primeiros incêndios já subiam por entre os escombros em direção à baía, e ao longo dos três dias seguintes esses incêndios causariam danos muito maiores do que o próprio tremor. Quando a fumaça se dissipou, boa parte da cidade tinha desaparecido.

O que aconteceu naquela manhã não foi violência aleatória de um planeta enfurecido. Foi a descarga repentina de uma energia que vinha se acumulando silenciosamente nas rochas durante toda uma vida humana, liberada da única maneira que a física permite. Compreender como isso funciona explica tanto por que os terremotos são inevitáveis ao longo de certas linhas do mapa quanto por que, apesar de mais de um século de estudo cuidadoso, ainda não conseguimos dizer o dia em que um deles vai atingir. Esta é a história do que um terremoto realmente é, de como o medimos, e de por que a previsão que tanto desejamos continua fora do nosso alcance.

O aperto lento e o estalo repentino

Tire toda a dramaticidade e um terremoto é um evento mecânico notavelmente simples. É a liberação rápida da deformação elástica armazenada nas rochas de cada lado de uma falha. Uma falha é uma fratura na crosta onde dois blocos de rocha podem se mover um em relação ao outro, e a palavra-chave na definição é "elástica". A rocha, por mais rígida que pareça quando você está em pé sobre ela, comporta-se um pouco como uma mola de aço sob pressão sustentada. Ela se curva.

O equívoco fundamental que precisamos desfazer é a imagem de placas deslizando suavemente uma pela outra. Elas não fazem isso. Os dois lados de uma falha ficam presos pelo atrito e travam um ao outro, às vezes por centenas de anos, mas as forças que impulsionam o movimento das placas nunca param de empurrar, então, enquanto a superfície da falha permanece travada, a rocha de cada lado se deforma lentamente, armazenando energia exatamente como faz uma régua dobrada. Por fim, a tensão acumulada supera a resistência do atrito que mantém a falha fechada. A rocha volta de repente em direção à sua forma sem tensão, os dois blocos passam um pelo outro em segundos, e toda aquela energia elástica armazenada se irradia na forma do tremor que sentimos.

Essa ideia, de que as falhas carregam lentamente e se rompem de repente, é chamada de teoria do rebote elástico, e foi elaborada logo após 1906 pelo geofísico Henry Fielding Reid. Ele percebeu que as linhas de levantamento topográfico que cruzavam a Falha de San Andreas tinham sido visivelmente entortadas nos anos anteriores ao terremoto e então violentamente endireitadas durante ele, como se um arco esticado tivesse sido solto. Mais de um século depois, o rebote elástico continua sendo o alicerce de como os geólogos entendem o comportamento das falhas, e ele traz um corolário incômodo: qualquer falha travada está, por definição, ocupada armazenando neste exato momento a energia para o seu próximo terremoto.

A San Andreas e os três modos pelos quais a rocha pode se romper

A falha que destruiu San Francisco é o exemplo clássico de um dos três tipos básicos de falha, e vale conhecer todos os três porque eles se encaixam perfeitamente na arquitetura da tectônica de placas. A San Andreas é uma fratura quase vertical que marca o limite entre a placa do Pacífico e a placa Norte-Americana, estendendo-se por cerca de 1.200 quilômetros desde o Mar de Salton, ao sul, até o Cabo Mendocino, ao norte, passando tão perto de cidades como Daly City que o limite entre duas grandes placas corre quase pelos quintais das pessoas.

As falhas são classificadas pela maneira como os dois blocos se movem um em relação ao outro. A San Andreas é uma falha transcorrente, o que significa que os blocos deslizam horizontalmente um pelo outro com pouco movimento vertical, como duas mãos se esfregando palma contra palma. O segundo tipo é a falha normal, que se forma onde a crosta está sendo puxada e esticada, permitindo que um bloco (o teto da falha) desça em relação ao outro. O terceiro é a falha inversa, ou sua prima de baixo ângulo, a falha de empurrão, que se forma onde a crosta está sendo comprimida, empurrando o teto da falha para cima e por sobre o outro bloco.

Esses três estilos não são arbitrários. Eles correspondem às três coisas que os limites de placas podem fazer. Onde as placas deslizam uma pela outra, surge o falhamento transcorrente; onde elas se afastam, surge o falhamento normal; onde elas colidem e uma é forçada por baixo da outra, surge o falhamento inverso e de empurrão. A maneira como o solo se rompe em qualquer terremoto é, portanto, uma leitura direta das forças maiores que moldam aquele trecho do planeta, e é por isso que um geólogo muitas vezes consegue contar a você a história tectônica local apenas a partir do movimento registrado em uma única falha.

Colocando um número no tremor

Durante a maior parte da história humana, os terremotos só podiam ser descritos por seus efeitos, o que tornava impossível comparar um evento com outro de forma significativa. Isso mudou em 1935, quando Charles Richter, trabalhando com Beno Gutenberg na Caltech, publicou a escala de magnitude local para resumir os terremotos do sul da Califórnia em um único número derivado do tamanho das oscilações registradas em um sismógrafo padrão.

A característica definidora da escala é que ela é logarítmica, e este é o fato mais incompreendido sobre terremotos. Cada passo de número inteiro na escala representa um aumento de cerca de dez vezes na amplitude do movimento do solo e, como a energia cresce de forma ainda mais acentuada, cerca de 32 vezes mais energia liberada. Então uma magnitude 7 não é "duas vezes maior" do que uma magnitude 6 em nenhum sentido comum. Ela sacode o solo cerca de dez vezes mais forte e libera algo como 32 vezes a energia. Suba dois passos, da magnitude 6 para a magnitude 8, e você está falando de um salto de aproximadamente mil vezes na energia.

A escala Richter funcionou bem para terremotos moderados, mas tinha uma falha fatal no extremo superior. Ela satura acima de cerca de magnitude 7, o que significa que os maiores terremotos saíam todos com números parecidos, mesmo quando um era muito mais destrutivo do que outro, porque as ondas que Richter media param de crescer em proporção ao tamanho real das rupturas gigantescas. Em 1979, Thomas Hanks e Hiroo Kanamori introduziram a escala de magnitude de momento para corrigir isso. Em vez de ler a amplitude de uma única onda, ela é calculada a partir dos ingredientes físicos da própria ruptura: a área da falha que deslizou, o quanto ela deslizou e a rigidez da rocha. Isso dá aos maiores eventos o tamanho que eles genuinamente merecem, e é a escala citada sempre que um grande terremoto vira notícia, ainda que as pessoas continuem chamando-a vagamente de "escala Richter".

Do foco oculto ao mapa triangulado

Todo terremoto começa em um ponto da crosta onde a ruptura se solta pela primeira vez, chamado de foco, ou hipocentro. O ponto na superfície diretamente acima dele, o lugar que as pessoas pensam ser a localização do terremoto, é o epicentro. A partir do foco, a energia se irradia para fora em várias famílias de ondas sísmicas que viajam em velocidades diferentes, e essa diferença de velocidade acaba sendo o truque que nos permite localizar os terremotos.

As mais rápidas são as ondas P, ou ondas primárias, que são compressionais, empurrando e puxando a rocha na direção em que viajam, muito parecido com o som percorrendo o solo. Atrás delas vêm as ondas S, mais lentas, ou ondas secundárias, que cisalham a rocha de um lado para o outro e não conseguem passar por líquidos. Por último, e geralmente mais destrutivas, vêm as ondas de superfície, que viajam ao longo do próprio solo e causam boa parte do tremor que derruba os prédios. Um único traçado de sismógrafo mostra essa sequência disposta no tempo: primeiro a onda P, depois a onda S, depois a longa ondulação das ondas de superfície.

O intervalo entre a chegada da onda P e da onda S é a chave. Como as duas ondas viajam em velocidades conhecidas e diferentes, o tamanho desse intervalo de tempo diz a um sismólogo a que distância estava o foco, da mesma forma que você estima a distância de um raio pelo atraso entre o clarão e o trovão. Uma única estação fornece a distância, mas não a direção, então você precisa de pelo menos três. Cada estação traça um círculo de distâncias possíveis ao seu redor, e o único lugar onde os três círculos se encontram é o epicentro. Essa triangulação, realizada hoje por redes globais que compartilham seus traçados em tempo quase real, localiza um terremoto em qualquer parte do planeta em poucos minutos.

Quando o fundo do mar se ergue e o oceano responde

Os maiores terremotos que a Terra produz, e os mais mortais por larga margem, ocorrem em um tipo especial de falha escondido sob o mar. Nas zonas de subducção, onde uma placa tectônica mergulha sob outra, o contato entre a placa oceânica descendente e a placa que passa por cima forma uma superfície de inclinação suave chamada de megafalha de empurrão. Como essa interface pode travar ao longo de uma área enorme, ela armazena uma quantidade colossal de deformação antes de ceder, e quando isso acontece, produz os maiores números da escala de magnitude.

O terremoto de Valdívia, em 1960, na costa do Chile, alcançou magnitude 9,5, o maior já registrado instrumentalmente, e o terremoto de Tohoku, em 2011, no nordeste do Japão, alcançou magnitude 9,0 ou 9,1. O que torna os eventos de megafalha de empurrão tão perigosos não é apenas seu tamanho, mas sua geometria. Quando a falha se rompe, ela empurra uma vasta área do fundo do mar para cima em vários metros, e esse deslocamento repentino impele toda a coluna de água acima dela. O resultado é um tsunami, uma série de ondas de grande comprimento que podem atravessar um oceano e devastar litorais a milhares de quilômetros do epicentro. A água que avançou terra adentro no Japão em 2011 foi a consequência direta do salto do leito marinho durante aqueles poucos minutos de ruptura.

Por que a resposta honesta é "não sabemos quando"

Diante de tudo o que hoje compreendemos, a pergunta óbvia é por que não conseguimos simplesmente prever o próximo. Sabemos onde estão as falhas perigosas, e sabemos que elas carregam lentamente e se rompem de repente. Podemos até estimar, a partir de terremotos passados e do lento acúmulo de deformação, a probabilidade de longo prazo de que uma dada falha se rompa nas próximas décadas. Esse tipo de previsão, expressa como chances ao longo de um intervalo de anos, é genuinamente útil e sustenta os códigos de construção e os seguros.

O que não conseguimos fazer é prever o dia, a hora, a magnitude. A razão está entrelaçada na física descrita anteriormente. Uma falha permanece travada até que a tensão apenas mal supere o atrito que a mantém fechada, e esse limiar depende de detalhes que não conseguimos medir, a rugosidade exata da superfície da falha a quilômetros de profundidade, a distribuição precisa da tensão, a pressão dos fluidos em pequenas fissuras. Uma diferença ínfima e impossível de medir no momento crítico decide se uma pequena porção desliza inofensivamente ou se a ruptura se transforma em cascata num grande terremoto. Décadas em busca de sinais precursores confiáveis, tremores premonitórios, inclinação do solo, mudanças na água dos poços, comportamento dos animais, não produziram nada que funcione de forma consistente, porque os mesmos pequenos sinais aparecem o tempo todo sem que nenhum terremoto se siga. A posição intelectualmente honesta, mantida em toda a comunidade científica, é que a previsão de terremotos a curto prazo não é possível atualmente, e talvez nunca seja. A melhor proteção não é adivinhar o futuro, mas construir para a ruptura que sabemos estar a caminho.

Pontos principais

Um terremoto é a liberação rápida da deformação elástica que se acumula à medida que a rocha de cada lado de uma falha travada se deforma lentamente sob o incessante movimento das placas, até que o atrito cede e os blocos passam de repente um pelo outro, ideia formalizada pela primeira vez como teoria do rebote elástico após o terremoto de San Francisco de 1906. As falhas vêm em três tipos, transcorrente, normal e inversa, que correspondem diretamente às três coisas que os limites de placas fazem (deslizar uma pela outra, afastar-se ou colidir), com a San Andreas como o exemplo clássico de falha transcorrente. A magnitude é logarítmica, então cada passo na escala significa cerca de dez vezes o movimento do solo e aproximadamente 32 vezes a energia, e é por isso que a escala Richter de 1935 acabou sendo substituída, para grandes eventos, pela escala de magnitude de momento de 1979, construída a partir da área da falha, do deslizamento e da rigidez da rocha. Os terremotos começam em um foco abaixo de um epicentro, emitem ondas P, S e de superfície cujas velocidades distintas permitem que três estações triangulem a localização, e atingem sua forma mais catastrófica nas megafalhas de empurrão de subducção, onde rupturas como a de Valdívia em 1960 e a de Tohoku em 2011 erguem o fundo do mar e lançam tsunamis que cruzam oceanos. Podemos prever probabilidades de longo prazo, mas o momento exato da ruptura depende de condições subterrâneas inacessíveis e de um limiar de disparo extraordinariamente sensível, e é por isso que a previsão confiável a curto prazo continua além do nosso alcance.