Falha

@article{carlson1957permeability,
    author = "Carlson, Roy W.",
    title = "Permeabilidade, Pressão de Poros e Elevação em Barragens de Gravidade",
    year = "1957",
    journal = "Transações da Sociedade Americana de Engenheiros Civis",
    url = "https://doi.org/10.1061/taceat.0007421",
    doi = "10.1061/taceat.0007421",
    number = "1",
    openalex = "W2211057396",
    pages = "587-602",
    volume = "122"
}

A promessa de resolver o paradoxo do desenvolvimento de falhas de empurrão surge da consideração da influência da pressão dos fluidos intersticiais sobre as tensões efetivas nas rochas. Se, em uma rocha porosa preenchida com um fluido sob pressão p, as componentes normal e de cisalhamento da tensão total através de qualquer plano dado são S e T, então são as componentes correspondentes da tensão efetiva no sólido apenas. De acordo com a lei de Mohr-Coulomb, o deslizamento ao longo de qualquer plano interno na rocha deve ocorrer quando a tensão de cisalhamento ao longo desse plano atinge o valor crítico onde σ é a tensão normal através do plano de deslizamento, τ 0 a resistência ao cisalhamento do material quando σ é zero, e ϕ o ângulo de atrito interno. No entanto, uma vez que uma fratura é iniciada, τ 0 é eliminado, e o deslizamento adicional ocorre quando Isso pode ser simplificado ainda mais expressando p em termos de S por meio da equação que, quando introduzida na equação (4), resulta Em equações (4) e (6), conclui-se que, sem alterar o coeficiente de atrito tan ϕ, o valor crítico da tensão de cisalhamento pode ser feito arbitrariamente pequeno simplesmente aumentando a pressão do fluido p. Em um bloco horizontal, o peso total por unidade de área S zz é suportado conjuntamente pela pressão do fluido p e pela tensão residual do sólido σ zz; à medida que p aumenta, σ zz diminui correspondentemente até que, quando p se aproxima do limite S zz, ou λ se aproxima de 1, σ zz se aproxima de 0. Para o caso de deslizamento gravitacional, em uma inclinação subaérea de ângulo θ onde T é a tensão de cisalhamento total e S é a tensão normal total no plano inclinado. No entanto, a partir das equações (2) e (6) Então, igualando os termos do lado direito das equações (7) e (8), obtemos o que indica que o ângulo de inclinação θ ao longo do qual o bloco deslizará pode ser feito para se aproximar de 0 à medida que λ se aproxima de 1, correspondendo à aproximação da pressão do fluido p à tensão normal total S. Portanto, dada pressões de fluidos suficientemente altas, blocos de falha muito mais longos poderiam ser empurrados sobre uma superfície quase horizontal, ou blocos sob seu próprio peso poderiam deslizar por inclinações muito mais suaves do que seria possível de outra forma. O fato de as pressões necessárias realmente existirem é atestado pela frequência crescente com a qual pressões tão grandes quanto 0,9 S zz estão sendo observadas em poços de petróleo profundos em várias partes do mundo.

@article{doi10113000167606195970115rofpim20co2,
    author = "Hubbert, M. King e Rubey, W. W.",
    title = "O PAPEL DA PRESSÃO DOS FLUIDOS NA MECÂNICA DO DESENVOLVIMENTO DE FALHAS DE EMPURRÃO",
    year = "1959",
    journal = "Bulletin da Sociedade Geológica da América",
    abstract = "A promessa de resolver o paradoxo do desenvolvimento de falhas de empurrão surge da consideração da influência da pressão dos fluidos intersticiais sobre as tensões efetivas nas rochas. Se, em uma rocha porosa preenchida com um fluido sob pressão p, as componentes normal e de cisalhamento da tensão total através de qualquer plano dado são S e T, então são as componentes correspondentes da tensão efetiva no sólido apenas. De acordo com a lei de Mohr-Coulomb, o deslizamento ao longo de qualquer plano interno na rocha deve ocorrer quando a tensão de cisalhamento ao longo desse plano atinge o valor crítico onde σ é a tensão normal através do plano de deslizamento, τ 0 a resistência ao cisalhamento do material quando σ é zero, e ϕ o ângulo de atrito interno. No entanto, uma vez que uma fratura é iniciada, τ 0 é eliminado, e o deslizamento adicional ocorre quando Isso pode ser simplificado ainda mais expressando p em termos de S por meio da equação que, quando introduzida na equação (4), resulta Em equações (4) e (6), conclui-se que, sem alterar o coeficiente de atrito tan ϕ, o valor crítico da tensão de cisalhamento pode ser feito arbitrariamente pequeno simplesmente aumentando a pressão do fluido p. Em um bloco horizontal, o peso total por unidade de área S zz é suportado conjuntamente pela pressão do fluido p e pela tensão residual do sólido σ zz; à medida que p aumenta, σ zz diminui correspondentemente até que, quando p se aproxima do limite S zz, ou λ se aproxima de 1, σ zz se aproxima de 0. Para o caso de deslizamento gravitacional, em uma inclinação subaérea de ângulo θ onde T é a tensão de cisalhamento total e S é a tensão normal total no plano inclinado. No entanto, a partir das equações (2) e (6) Então, igualando os termos do lado direito das equações (7) e (8), obtemos o que indica que o ângulo de inclinação θ ao longo do qual o bloco deslizará pode ser feito para se aproximar de 0 à medida que λ se aproxima de 1, correspondendo à aproximação da pressão do fluido p à tensão normal total S. Portanto, dada pressões de fluidos suficientemente altas, blocos de falha muito mais longos poderiam ser empurrados sobre uma superfície quase horizontal, ou blocos sob seu próprio peso poderiam deslizar por inclinações muito mais suaves do que seria possível de outra forma. O fato de as pressões necessárias realmente existirem é atestado pela frequência crescente com a qual pressões tão grandes quanto 0,9 S zz estão sendo observadas em poços de petróleo profundos em várias partes do mundo.",
    url = "https://doi.org/10.1130/0016-7606(1959)70[115:rofpim]2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0016-7606(1959)70[115:rofpim]2.0.co;2",
    openalex = "W2724477917"
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@article{doi10113000167606195970167rofpim20co2,
    author = "Rubey, W. W. e Hubbert, M. King",
    title = "O PAPEL DA PRESSÃO DOS FLUIDOS NA MECÂNICA DE FAULTAS DE EMPURRÃO",
    year = "1959",
    journal = "Bulletin da Sociedade Geológica da América",
    url = "https://doi.org/10.1130/0016-7606(1959)70[167:rofpim]2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0016-7606(1959)70[167:rofpim]2.0.co;2",
    openalex = "W2588373281"
}

@article{doi10113000167606196576469rofpim20co2,
    author = "RUBEY, WILLIAM W. e HUBBERT, M. KING",
    title = "O PAPEL DA PRESSÃO DE FLUIDOS NA MECÂNICA DE FAULTAS DE EMPURRÃO: RESPOSTA",
    year = "1965",
    journal = "Bulletin da Sociedade Geológica dos Estados Unidos",
    url = "https://doi.org/10.1130/0016-7606(1965)76[469:rofpim]2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0016-7606(1965)76[469:rofpim]2.0.co;2",
    openalex = "W2062507664"
}

A expansão do fluido de poros causada pelo aquecimento friccional pode ter um efeito importante na resistência friccional e na temperatura durante um terremoto e uma influência controladora na física do processo de terremoto. Quando a água confinada é aquecida, a pressão aumenta rapidamente (≳10 barras/°C). Como Sibson (1973) apontou, isso poderia causar uma redução acentuada do esforço normal efetivo e da fricção dinâmica na superfície da falha. Se essa redução transitória de tensão ocorre ou não depende da operação em tandem de vários processos, qualquer um dos quais pode quebrar a cadeia que liga o calor friccional ao estresse friccional: o atrito deve causar um aumento apreciável de temperatura (impondo condições à largura da zona de cisalhamento e à taxa de transporte condutivo); o aumento de temperatura deve causar um aumento apreciável da pressão do fluido (impondo condições à taxa de dilatação dos poros ou fraturamento hidráulico, e à taxa de transporte de Darcy); o aumento da pressão do fluido deve causar uma redução apreciável da fricção (exigindo a presença de uma fase fluida contínua). Cada processo depende da duração do evento, da velocidade das partículas e do valor inicial da fricção dinâmica. Com a incerteza atual nos parâmetros controladores (principalmente permeabilidade, largura da zona de cisalhamento, tensão inicial e fatores que controlam o fraturamento hidráulico transitório e a dilatação dos poros), uma grande variedade de comportamento de falha é possível. No entanto, os limites do comportamento da falha para várias faixas dos parâmetros controladores podem ser estimados a partir das equações governantes, e os resultados podem ser resumidos graficamente. Se a lei de tensão efetiva se aplica e a dilatação dos poros é insignificante, a fricção dinâmica cairia de um valor inicial de 1 kbar para ∼100 barras quando a deformação por cisalhamento atingisse 10 para a maioria dos terremotos se a permeabilidade fosse menor que 0,1 μdarcy; o aumento máximo de temperatura seria apenas ∼150°C, independentemente da deformação final. Se a permeabilidade fosse ≳100 mdarcies, no entanto, a fricção não seria afetada pela falha e as temperaturas poderiam se aproximar do ponto de fusão para deformações por cisalhamento ∼20. Para permeabilidades ∼1 mdarcy, a fricção poderia ser reduzida apreciavelmente durante grandes terremotos, mas durante pequenos terremotos não poderia. Combinado com efeitos térmicos, a deformação dilatacional de alguns percentuais do volume de poros poderia levar a falhas praticamente sem fricção ou aumento da resistência friccional, dependendo do seu sinal; a propagação instável de fraturas hidráulicas (após a pressão do fluido exceder a tensão principal menor) poderia causar um aumento súbito na fricção da falha. O fortalecimento devido ao resfriamento e ao fluxo de Darcy na conclusão de um terremoto poderia ocorrer em segundos ou semanas, dependendo da duração do evento, dos parâmetros de transporte e da largura da zona de cisalhamento; poderia influenciar a redistribuição de tensão por réplicas.

@article{doi101029jb085ib11p06097,
    author = "Lachenbruch, Arthur H.",
    title = "Aquecimento friccional, pressão de fluidos e a resistência ao movimento de falhas",
    year = "1980",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "A expansão do fluido de poros causada pelo aquecimento friccional pode ter um efeito importante na resistência friccional e na temperatura durante um terremoto e uma influência controladora na física do processo de terremoto. Quando a água confinada é aquecida, a pressão aumenta rapidamente (≳10 barras/°C). Como Sibson (1973) apontou, isso poderia causar uma redução acentuada do esforço normal efetivo e da fricção dinâmica na superfície da falha. Se essa redução transitória de tensão ocorre ou não depende da operação em tandem de vários processos, qualquer um dos quais pode quebrar a cadeia que liga o calor friccional ao estresse friccional: o atrito deve causar um aumento apreciável de temperatura (impondo condições à largura da zona de cisalhamento e à taxa de transporte condutivo); o aumento de temperatura deve causar um aumento apreciável da pressão do fluido (impondo condições à taxa de dilatação dos poros ou fraturamento hidráulico, e à taxa de transporte de Darcy); o aumento da pressão do fluido deve causar uma redução apreciável da fricção (exigindo a presença de uma fase fluida contínua). Cada processo depende da duração do evento, da velocidade das partículas e do valor inicial da fricção dinâmica. Com a incerteza atual nos parâmetros controladores (principalmente permeabilidade, largura da zona de cisalhamento, estresse inicial e fatores que controlam o fraturamento hidráulico transitório e a dilatação dos poros), uma grande variedade de comportamento de falha é possível. No entanto, os limites do comportamento da falha para várias faixas dos parâmetros controladores podem ser estimados a partir das equações governantes, e os resultados podem ser resumidos graficamente. Se a lei de tensão efetiva se aplica e a dilatação dos poros é insignificante, a fricção dinâmica cairia de um valor inicial de 1 kbar para ∼100 barras quando a deformação por cisalhamento atingisse 10 para a maioria dos terremotos, se a permeabilidade fosse menor que 0,1 μdarcy; o aumento máximo de temperatura seria apenas ∼150°C, independentemente da deformação final. Se a permeabilidade fosse ≳100 mdarcies, no entanto, a fricção não seria afetada pelo falhamento e as temperaturas poderiam se aproximar do ponto de fusão para deformações por cisalhamento ∼20. Para permeabilidades ∼1 mdarcy, a fricção poderia ser reduzida apreciavelmente durante grandes terremotos, mas durante pequenos terremotos não poderia. Combinado com efeitos térmicos, a deformação dilatacional de alguns percentuais do volume de poros poderia levar a um falhamento praticamente sem fricção ou a um aumento da resistência friccional, dependendo do seu sinal; a propagação instável de fraturas hidráulicas (após a pressão do fluido exceder o menor estresse principal) poderia causar um aumento súbito na fricção da falha. O fortalecimento devido ao resfriamento e ao fluxo de Darcy na conclusão de um terremoto poderia ocorrer em segundos ou semanas, dependendo da duração do evento, dos parâmetros de transporte e da largura da zona de cisalhamento; poderia influenciar a redistribuição de tensão por réplicas.",
    url = "https://doi.org/10.1029/jb085ib11p06097",
    doi = "10.1029/jb085ib11p06097",
    openalex = "W2039285506"
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@article{guth1982limitations,
    author = "GUTH, PETER L. e HODGES, KIP V. e WILLEMIN, JAMES H.",
    title = "Limitações sobre o papel da pressão de poros no deslizamento gravitacional",
    year = "1982",
    journal = "Bulletin da Sociedade Geológica da América",
    url = "https://doi.org/10.1130/0016-7606(1982)93<606:lotrop>2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0016-7606(1982)93<606:lotrop>2.0.co;2",
    number = "7",
    openalex = "W2110946136",
    pages = "606",
    volume = "93"
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@techreport{guth1982limitations1,
    author = "Guth, P. L. e Hodges, L. V. e Willemin, J. H",
    title = "Limitações sobre o papel da pressão de poros em deslizamentos gravitacionais",
    year = "1982",
    howpublished = "Geological Society of America Bulletin, v. 93, p. 611",
    note = "talkorigins_source = {true}; raw_reference = {Guth, P. L., Hodges, L. V., e Willemin, J. H., 1982, Limitações sobre o papel da pressão de poros em deslizamentos gravitacionais: Geological Society of America Bulletin, v. 93, p. 611.}"
}

@article{doi10113000917613198311279ldamve20co2,
    author = "Westbrook, Graham K. e Smith, M. J.",
    title = "Long decollements and mud volcanoes: Evidências do Complexo da Barbados Ridge para o papel da alta pressão de fluido de poros no desenvolvimento de um complexo acréscimo",
    year = "1983",
    journal = "Geology",
    url = "https://doi.org/10.1130/0091-7613(1983)11<279:ldamve>2.0.co;2",
    doi = "10.1130/0091-7613(1983)11<279:ldamve>2.0.co;2",
    openalex = "W1987216519"
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Muitos depósitos de ouro-quartzo mesotérmicos estão localizados ao longo de zonas de cisalhamento reversas de alto ângulo ou reversas-obliquas dentro de terrenos de cinturões de rochas verdes. Caracteristicamente, esses depósitos de veios hospedados por falhas exibem um estilo misto de deformação dúctil-frágil (cisalhamentos discretos e fraturas de veios, bem como uma textura de zona de cisalhamento esquistosa) desenvolvida sob condições metamórficas de fácies de rocha verde. Muitos dos sistemas de veios têm uma extensão vertical considerável (>2 km); eles incluem veios de falha fortemente inclinados (veios lenticulares subparalelos à esquistosidade da zona de cisalhamento) e, em alguns casos, flats associados (veios extensionais subhorizontais). As texturas de ambos os conjuntos de veios registram histórias de deposição incremental. Inferimos que os conjuntos de veios desenvolveram-se perto das coberturas de sistemas metamórficos/magmáticos ativos e representam as raízes de sistemas de falhas reversas de alto ângulo, frágeis, que se estendem para cima através do regime sismogênico. A teoria da fricção e as relações de campo sugerem que as falhas reversas de alto ângulo atuaram como válvulas, promovendo flutuações cíclicas na pressão de fluidos de valores supralitostáticos a hidrostáticos. Devido à sua orientação desfavorável no campo de tensões predominante, a reativação das falhas só poderia ocorrer quando a pressão de fluidos excedesse a carga litostática. A falha sismogênica da falha então criou permeabilidade por fratura dentro da zona de ruptura, permitindo o drenagem súbita do reservatório geopressurizado em profundidade. A abertura incremental dos flats é atribuída à etapa pré-falha das pressões de fluidos supralitostáticas; a deposição dentro dos veios de falha é atribuída à fase de descarga imediata pós-falha. O auto-oclusão hidrotermal leva à reacumulação de pressão de fluidos e à repetição do ciclo. As relações de cruzamento mútuo entre os dois conjuntos de veios são uma consequência natural da ciclicidade do processo. Flutuações abruptas de pressão de fluidos deste comportamento de válvula de falha de falhas reversas parecem ser integrantes do processo mineralizador neste nível estrutural.

@article{doi1011300091761319880160551harffp23co2,
    author = "Sibson, Richard H. e Robert, F. e Poulsen, K H",
    title = "Falhas reversas de alto ângulo, ciclagem de pressão de fluidos e depósitos de ouro-quartzo mesotérmicos",
    year = "1988",
    journal = "Geology",
    abstract = "Muitos depósitos de ouro-quartzo mesotérmicos estão localizados ao longo de zonas de cisalhamento reversas de alto ângulo ou reversas-obliquas dentro de terrenos de cinturões de rochas verdes. Caracteristicamente, esses depósitos de veios hospedados por falhas exibem um estilo misto de deformação dúctil-frágil (cisalhamentos discretos e fraturas de veios, bem como uma textura de zona de cisalhamento esquistosa) desenvolvida sob condições metamórficas de fácies de rocha verde. Muitos dos sistemas de veios têm uma extensão vertical considerável (>2 km); eles incluem veios de falha fortemente inclinados (veios lenticulares subparalelos à esquistosidade da zona de cisalhamento) e, em alguns casos, flats associados (veios extensionais subhorizontais). As texturas de ambos os conjuntos de veios registram histórias de deposição incremental. Inferimos que os conjuntos de veios desenvolveram-se perto das coberturas de sistemas metamórficos/magmáticos ativos e representam as raízes de sistemas de falhas reversas de alto ângulo, frágeis, que se estendem para cima através do regime sismogênico. A teoria da fricção e as relações de campo sugerem que as falhas reversas de alto ângulo atuaram como válvulas, promovendo flutuações cíclicas na pressão de fluidos de valores supralitostáticos a hidrostáticos. Devido à sua orientação desfavorável no campo de tensões predominante, a reativação das falhas só poderia ocorrer quando a pressão de fluidos excedesse a carga litostática. A falha sismogênica da falha então criou permeabilidade por fratura dentro da zona de ruptura, permitindo o drenagem súbita do reservatório geopressurizado em profundidade. A abertura incremental dos flats é atribuída à etapa pré-falha das pressões de fluidos supralitostáticas; a deposição dentro dos veios de falha é atribuída à fase de descarga imediata pós-falha. O auto-oclusão hidrotermal leva à reacumulação de pressão de fluidos e à repetição do ciclo. As relações de cruzamento mútuo entre os dois conjuntos de veios são uma consequência natural da ciclicidade do processo. Flutuações abruptas de pressão de fluidos deste comportamento de válvula de falha de falhas reversas parecem ser integrantes do processo mineralizador neste nível estrutural.",
    url = "https://doi.org/10.1130/0091-7613(1988)016<0551:harffp>2.3.co;2",
    doi = "10.1130/0091-7613(1988)016<0551:harffp>2.3.co;2",
    openalex = "W2004131413"
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Analisamos as condições para deslizamento instável de uma falha infiltrada por fluido usando um modelo de atrito dependente da taxa e do estado, incluindo os efeitos de dilatação e compactação de poros. Postulamos a existência de uma porosidade drenada em estado estacionário da areia de falha que depende da velocidade de deslizamento como ϕ ss = ϕ 0 + εln(v / v 0) no intervalo considerado, onde v é a velocidade de deslizamento e ε e v 0 são constantes. A porosidade evolui em direção ao estado estacionário sobre a mesma escala de distância, d c, que o "estado". Este modelo constitutivo prevê mudanças na porosidade em resposta a mudanças abruptas na velocidade de deslizamento que são consistentes com os experimentos drenados de Marone et al. (1990). Para carregamento não drenado, o efeito da dilatação é aumentar (fortalecer) ∂τ ss /∂ln v por μ ss ε/(σ – p)β, onde μ ss é o atrito em estado estacionário, σ e p são a tensão normal à falha e a pressão de poros, e β é uma combinação das compressibilidades do fluido e dos poros. Assumindo ε ∼ 1,7×10 −4 a partir do ajuste aos dados de Marone et al., encontramos que o efeito de "fortalecimento por dilatação" ser razoavelmente consistente com testes não drenados conduzidos por Lockner e Byerlee (1994). Uma análise de perturbação linearizada de um modelo de um grau de liberdade em deslizamento estacionário mostra que o deslizamento instável ocorre se a rigidez da mola for menor que um valor crítico dado por k crit = (σ‐ p)(b ‐ a)/ d c ‐ εμ ss F (c *)/β d c, onde a e b são coeficientes na lei de atrito e F (C *) é uma função da difusividade hidráulica do modelo c * (difusividade/comprimento de difusão 2). No limite c * →∞, F (c *) → 0, recuperando o resultado drenado de Ruina (1983). No limite não drenado, c * → 0, F (c *) → 1, de modo que para ε suficientemente grande o deslizamento é sempre estável a pequenas perturbações. Sob condições não drenadas, (σ – p) deve exceder εμ ss /β(b ‐ a) para que instabilidades nucleiem, mesmo para rigidez arbitrariamente reduzida. Isso impõe restrições sobre o quão alta a pressão de poros na zona de falha pode ser, para racionalizar a ausência de uma anomalia de fluxo de calor na falha de San Andreas, e ainda permitir que terremotos nucleiem sem transporte concomitante de fluido. Para as leis constitutivas de dilatação examinadas aqui, simulações numéricas não exibem grandes aumentos inter-sísmicos na pressão de poros da zona de falha. As simulações, no entanto, exibem uma ampla gama de comportamentos interessantes, incluindo: oscilações de amplitude finita sustentadas próximas ao estado estacionário e eventos de "grudar e deslizar" repetitivos nos quais a queda de tensão diminui com a diminuição da difusividade, um resultado do fortalecimento por dilatação. Para alguns valores de parâmetros, observamos eventos semelhantes a "retrabalhamento" que seguem o evento principal de grudar-deslizar. Estes retrabalhamentos são notáveis porque envolvem a re-ruptura da superfície devido à interação dos efeitos de dilatação e de enfraquecimento por deslizamento, e não devido à interação com porções vizinhas da falha. Este mecanismo pode explicar retrabalhamentos que parecem estar localizados dentro de zonas de deslizamento principal elevado, embora não se possa descartar a baixa resolução nas distribuições de deslizamento principal.

@article{doi10102995jb02403,
    author = "Segall, P. and Rice, J. R.",
    title = "Dilatância, compactação e instabilidade de deslizamento de uma falha infiltrada por fluido",
    year = "1995",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "Analisamos as condições para deslizamento instável de uma falha infiltrada por fluido usando um modelo de atrito dependente da taxa e do estado, incluindo os efeitos de dilatância e compactação de poros. Postulamos a existência de uma porosidade drenada em estado estacionário da areia de falha que depende da velocidade de deslizamento como ϕ ss = ϕ 0 + εln(v / v 0) no intervalo considerado, onde v é a velocidade de deslizamento e ε e v 0 são constantes. A porosidade evolui em direção ao estado estacionário sobre a mesma escala de distância, d c, que o "estado". Este modelo constitutivo prevê mudanças na porosidade em resposta a mudanças abruptas na velocidade de deslizamento que são consistentes com os experimentos drenados de Marone et al. (1990). Para carregamento não drenado, o efeito da dilatância é aumentar (fortalecer) ∂τ ss /∂ln v por μ ss ε/(σ – p)β, onde μ ss é o atrito em estado estacionário, σ e p são o tensão normal na falha e a pressão de poros, e β é uma combinação das compressibilidades do fluido e dos poros. Assumindo ε ∼ 1.7×10 −4 a partir do ajuste aos dados de Marone et al., encontramos que o efeito de "fortalecimento por dilatância" é razoavelmente consistente com testes não drenados conduzidos por Lockner e Byerlee (1994). Uma análise de perturbação linearizada de um modelo de um grau de liberdade em deslizamento estacionário mostra que o deslizamento instável ocorre se a rigidez da mola for menor que um valor crítico dado por k crit = (σ‐ p)(b ‐ a)/ d c ‐ εμ ss F (c *)/β d c, onde a e b são coeficientes na lei de atrito e F (C *) é uma função da difusividade hidráulica do modelo c * (difusividade/comprimento de difusão 2). No limite c * →∞, F (c *) → 0, recuperando o resultado drenado de Ruina (1983). No limite não drenado, c * → 0, F (c *) → 1, de modo que para ε suficientemente grande o deslizamento é sempre estável a pequenas perturbações. Sob condições não drenadas, (σ – p) deve exceder εμ ss /β(b ‐ a) para que as instabilidades nucleiem, mesmo para rigidez arbitrariamente reduzida. Isso impõe restrições sobre o quão alta a pressão de poros na zona de falha pode ser, para racionalizar a ausência de uma anomalia de fluxo de calor na falha de San Andreas, e ainda permitir que terremotos nucleiem sem transporte concomitante de fluido. Para as leis constitutivas de dilatância examinadas aqui, simulações numéricas não exibem grandes aumentos inter-sísmicos na pressão de poros da zona de falha. As simulações, no entanto, exibem uma ampla gama de comportamentos interessantes, incluindo: oscilações de amplitude finita sustentadas próximas ao estado estacionário e eventos repetitivos de "grudar e deslizar" nos quais a queda de tensão diminui com a diminuição da difusividade, um resultado do fortalecimento por dilatância. Para alguns valores de parâmetros, observamos eventos semelhantes a "réplicas" que seguem o principal evento de "grudar e deslizar". Essas réplicas são notáveis porque envolvem a re-ruptura da superfície devido à interação dos efeitos de dilatância e de enfraquecimento por deslizamento, e não devido à interação com porções vizinhas da falha. Este mecanismo pode explicar réplicas que parecem estar localizadas dentro de zonas de alto deslizamento do sismo principal, embora não se possa descartar a baixa resolução nas distribuições de deslizamento do sismo principal.",
    url = "https://doi.org/10.1029/95jb02403",
    doi = "10.1029/95jb02403",
    openalex = "W2083658020"
}

O comportamento de deslizamento de falhas principais depende em grande parte das propriedades friccionais e hidrológicas do rejeito de falha. Relatamos experimentos de laboratório projetados para medir a resistência, propriedades constitutivas de fricção e permeabilidade de uma série de rejeitos de falha saturados ricos em argila, incluindo: uma mistura de 50:50% de montmorilonita-quartzo, xisto de illite em pó e esquistos de clorita em pó. As medições de fricção indicam que os rejeitos ricos em argila são consistentemente fracos, com coeficiente de fricção de deslizamento em estado estacionário de <0,35. O rejeito de montmorilonita (μ = 0,19–0,23) é consistentemente mais fraco do que os rejeitos de illite e clorita (μ = 0,27–0,32). Em tensões normais efetivas de 12 a 59 MPa, todos os rejeitos exibem comportamento friccional de fortalecimento por velocidade na faixa de velocidade de deslizamento de 0,5–300 μ m/s. Sugerimos que o comportamento de fortalecimento por velocidade que observamos está relacionado à saturação da área de contato real, conforme documentado pelo parâmetro de fricção b, e é uma característica inerente do rejeito de falha rico em argila não coesivo e não litificado. A permeabilidade normal à camada de rejeito medida antes, durante e após o cisalhamento varia de 8,3 × 10 −21 m 2 a 3,6 × 10 −16 m 2; a permeabilidade diminui dramaticamente com o cisalhamento e, em menor grau, com o aumento da tensão normal efetiva. O rejeito de clorita é consistentemente mais permeável do que os rejeitos de montmorilonita e illite e mantém uma permeabilidade mais alta após o cisalhamento. A redução da permeabilidade via cisalhamento é pronunciada em deformações de cisalhamento ≲5 e é menor em deformações mais altas, sugerindo que a redução da permeabilidade induzida por cisalhamento está ligada ao desenvolvimento de textura no início da história de deformação. Nossos resultados implicam que o potencial para desenvolvimento de pressão de poros excessiva em rejeito de falha de baixa permeabilidade depende tanto da mineralogia de argila quanto da deformação de cisalhamento.

@article{doi1010292008jb006089,
    author = "Ikari, Matt J. e Saffer, D. M. e Marone, Chris",
    title = "Propriedades friccionais e hidrológicas de rejeito de falha rico em argila",
    year = "2009",
    journal = "Journal of Geophysical Research Atmospheres",
    abstract = "O comportamento de deslizamento de falhas principais depende em grande parte das propriedades friccionais e hidrológicas do rejeito de falha. Relatamos experimentos de laboratório projetados para medir a resistência, propriedades constitutivas de fricção e permeabilidade de uma série de rejeitos de falha saturados ricos em argila, incluindo: uma mistura de 50:50\% de montmorilonita-quartzo, xisto de illite em pó e esquistos de clorita em pó. As medições de fricção indicam que os rejeitos ricos em argila são consistentemente fracos, com coeficiente de fricção de deslizamento em estado estacionário de <0,35. O rejeito de montmorilonita (μ = 0,19–0,23) é consistentemente mais fraco do que os rejeitos de illite e clorita (μ = 0,27–0,32). Em tensões normais efetivas de 12 a 59 MPa, todos os rejeitos exibem comportamento friccional de fortalecimento por velocidade na faixa de velocidade de deslizamento de 0,5–300 μ m/s. Sugerimos que o comportamento de fortalecimento por velocidade que observamos está relacionado à saturação da área de contato real, conforme documentado pelo parâmetro de fricção b, e é uma característica inerente do rejeito de falha rico em argila não coesivo e não litificado. A permeabilidade normal à camada de rejeito medida antes, durante e após o cisalhamento varia de 8,3 × 10 −21 m 2 a 3,6 × 10 −16 m 2; a permeabilidade diminui dramaticamente com o cisalhamento e, em menor grau, com o aumento da tensão normal efetiva. O rejeito de clorita é consistentemente mais permeável do que os rejeitos de montmorilonita e illite e mantém uma permeabilidade mais alta após o cisalhamento. A redução da permeabilidade via cisalhamento é pronunciada em deformações de cisalhamento ≲5 e é menor em deformações mais altas, sugerindo que a redução da permeabilidade induzida por cisalhamento está ligada ao desenvolvimento de textura no início da história de deformação. Nossos resultados implicam que o potencial para desenvolvimento de pressão de poros excessiva em rejeito de falha de baixa permeabilidade depende tanto da mineralogia de argila quanto da deformação de cisalhamento.",
    url = "https://doi.org/10.1029/2008jb006089",
    doi = "10.1029/2008jb006089",
    openalex = "W2026254189",
    references = "doi101016s0012821x03004242, doi1011300091761320010290183ulotsz20co2"
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Resumo Em um contexto de mudança global e crescente pressão antrópica sobre o ambiente, o monitoramento do sistema terrestre e sua evolução tornou-se uma das missões-chave das ciências da Terra. A geodesia é a ciência da Terra que mede a forma geométrica da Terra, sua orientação no espaço e o campo gravitacional. A gravidade variável no tempo, devido à sua alta precisão, pode ser utilizada para construir uma imagem aprimorada e uma compreensão da Terra em mudança. A gravimetria baseada no solo pode determinar a mudança na gravidade relacionada à flutuação da rotação da Terra, às atrações dos corpos celestes e da Terra, à massa na proximidade direta dos instrumentos e ao deslocamento vertical do próprio instrumento no solo. Neste artigo, revisamos as questões geofísicas que podem ser abordadas por gravímetros terrestres utilizados para monitorar a gravidade variável no tempo. Isso é feito em relação às características instrumentais, fontes de ruído e boas práticas. Também discutimos os próximos desafios a serem enfrentados pela gravimetria terrestre, o lugar que a gravimetria terrestre deve ocupar no sistema de observação da Terra, e perspectivas e recomendações sobre o futuro da instrumentação de gravidade terrestre.

@article{doi1010022017rg000566,
    author = "Camp, Michel Van e de Viron, O. e Watlet, Arnaud e Meurers, Bruno e Francis, Olivier e Caudron, Corentin",
    title = "Geofísica a partir de medições de gravidade variável no tempo terrestres",
    year = "2017",
    journal = "Reviews of Geophysics",
    abstract = "Resumo Em um contexto de mudança global e crescente pressão antrópica sobre o ambiente, o monitoramento do sistema terrestre e sua evolução tornou-se uma das missões-chave das ciências da Terra. A geodesia é a ciência da Terra que mede a forma geométrica da Terra, sua orientação no espaço e o campo gravitacional. A gravidade variável no tempo, devido à sua alta precisão, pode ser utilizada para construir uma imagem aprimorada e uma compreensão da Terra em mudança. A gravimetria baseada no solo pode determinar a mudança na gravidade relacionada à flutuação da rotação da Terra, às atrações dos corpos celestes e da Terra, à massa na proximidade direta dos instrumentos e ao deslocamento vertical do próprio instrumento no solo. Neste artigo, revisamos as questões geofísicas que podem ser abordadas por gravímetros terrestres utilizados para monitorar a gravidade variável no tempo. Isso é feito em relação às características instrumentais, fontes de ruído e boas práticas. Também discutimos os próximos desafios a serem enfrentados pela gravimetria terrestre, o lugar que a gravimetria terrestre deve ocupar no sistema de observação da Terra, e perspectivas e recomendações sobre o futuro da instrumentação de gravidade terrestre.",
    url = "https://doi.org/10.1002/2017rg000566",
    doi = "10.1002/2017rg000566",
    openalex = "W2759383864",
    references = "doi1010022015rg000502, doi1010160031920181900467, doi101029rg024i003p00579, doi101071pvv2011n155other, doi101103physrevlett116061102, doi101126science1099192, doi101126science1108339, doi101126science1227079, doi1011371010093, doi101175bams853381, doi101256qj04176, openalexw2315214008"
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