2. Causas dos sismos
2
Sismos são movimentos vibratórios
bruscos das camadas superiores da
superfície terrestre, mais ou menos
violentos, devido à propagação de
ondas elásticas provocados por uma
súbita libertação de energia em zonas
instáveis do interior da Terra.
Causas dos sismos
Naturais – Tectónicos,
Vulcânicos,
De colapso (ex. nos desabamentos de terras e
desmoronamentos em grutas ou minas).
Artificiais – Explosões em minas ou pedreiras,
Ensaios nucleares,
Escavações em minas,
Enchimento ou esvaziamento de barragens.
3. Sismos tectónicos
3
Os sismos tectónicos são devidos à ação de fortes tensões tectónicas
(forças compressivas, distensivas e de cisalhamento)que se geram no
interior da geosfera, fundamentalmente nos limites de placas
litosféricas, devido ao movimento das placas.
4. Teoria do ressalto elástico
4
Deformação
e
Acumulação de
energia
Deslocamento
e
Libertação de
energia
5. Teoria do ressalto elástico
5
Deformação Deslocamento
e e Falha ativa
Acumulação de energia Libertação de energia
7. Teoria do ressalto elástico
7
As forças tectónicas geradas em profundidade
originam tensões que vão provocando o
deslocamento muito lento das rochas em sentidos
contrários conduzindo à deformação do material
rochoso e à acumulação de energia.
Se a determinada altura, a tensão ultrapassar o
limite de elasticidade (a capacidade de
resistência/deformação elástica) do material
rochoso, ele acaba por fraturar (origina-se uma
falha) e, por ressalto elástico, os blocos
deslocam-se, libertando-se instantaneamente
parte da energia acumulada, sob a forma de calor
e de ondas sísmicas.
8. Teoria do ressalto elástico
8
As ondas deslocam-se em todas as direções pelo
interior do planeta;
Quando atingem a superfície
terrestre, transferem parte da sua energia aos
materiais que aí encontram, sacudindo-os e
consequentemente causando destruição.
Após o sismo, devido a um alívio das tensões, o
material deformado readquire o tamanho e a forma
iniciais. A falha originada devido à atuação das
forças de tensão, pode permanecer ativa (falha
ativa), podendo originar novos sismos, por atuação
continuada das tensões tectónicas.
9. Réplicas e Abalos premonitórios
9
Por vezes os abalos sísmicos são
precedidos por sismos menores sucedidos por sismos menores
Abalos premonitórios ou Réplicas
preliminares
abalos que antecedem o sismo abalos que sucedem o sismo principal
principal
o constituem um alerta o resultam do reajustamento do
material rochoso,
o podem prolongar-se por vários dias.
10. Propagação das ondas
10
A zona localizada no
interior da Terra onde
ocorre a libertação da
energia designa-se por foco
sísmico ou hipocentro.
O local à superfície da terra mais próximo do foco, situado geralmente
na vertical do mesmo, designa-se de epicentro – é a zona onde o sismo é
sentido em primeiro lugar e, geralmente, com maior intensidade.
A distância entre o foco e o epicentro designa-se distância focal.
11. Propagação das ondas
11
Falha é a superfície de
fratura , ao longo da qual
ocorreu um movimento
relativo entre os dois blocos.
Ressalto elástico é o
deslocamento dos dois blocos
ao longo do plano de falha.
Onda sísmica é uma onda elástica produzida durante um sismo e que se
propaga segundo superfícies concêntricas a partir do foco.
Frente de onda é a superfície em que todos os pontos se encontram no
mesmo estado de vibração.
Raio sísmico é a direção perpendicular à frente de onda.
12. Classificação dos sismos
12
Classificação dos sismos de acordo com a profundidade do foco:
Superficiais (foco entre 0-70 km)
Intermédios (foco entre 70-300 km)
Profundos (foco com profundidade superior a 300Km)
13. Ondas sísmicas
13
Ondas sísmicas
Profundas ou internas Superficiais ou longas
o Têm origem no foco; o Resultam da interação das ondas
o Propagam-se no interior da Terra internas, P e S, com a superfície;
em qualquer direção; o Propagam-se à superfície ou muito
o Podem atingir a superfície e gerar próxima dela;
ondas superficiais.
Ondas P Ondas S Ondas de Love Ondas de Rayleigh
As ondas sísmicas classificam-se de acordo com o modo como as partículas do solo oscilam em
relação à direção de propagação do raio sísmico.
15. Ondas sísmicas
15
Ondas primárias, longitudinais, de compressão ou ondas P
São ondas internas ou profundas.
São as ondas com maior
velocidade de propagação, logo são
as primeiras (P) a chegar a
qualquer ponto da superfície do
globo;
São as ondas de menor amplitude;
São também denominadas de ondas longitudinais, visto que o material vibra
no mesmo sentido de propagação da onda;
Comprimem (ondas de compressão) e distendem os materiais por onde
passam (há portanto variações do volume do material);
Conseguem propagar-se através de meios líquidos, sólidos e gasosos,
embora a sua velocidade de propagação diminua progressivamente na
passagem de meios sólidos para líquidos, e destes para gasosos.
16. Ondas sísmicas
16
Ondas secundárias, transversais, ou ondas S
São ondas internas ou profundas.
Deslocam-se com menor velocidade
do que as ondas P, pelo que são as
segundas a chegar (S);
São ondas de maior amplitude do que as ondas P, mas menor do que as
superficiais;
São denominadas de ondas transversais, visto que o material vibra
perpendicularmente à direção de propagação da onda;
Provocam deformações e distorções na forma dos materiais que
atravessam;
Apenas se conseguem propagar através de meios sólidos.
17. Ondas sísmicas
17
Ondas superficiais ou longas (de Love ou de Rayleigh)
Resultam da interação das ondas internas, P e S, com a superfície;
Propagam-se à superfície ou muito próxima dela;
Possuem velocidades inferiores às apresentadas pelas ondas P e S.
São ondas de grande amplitude.
São responsáveis pela maior parte das destruições quando ocorre um
sismo, visto que, são responsáveis por deslocamentos mais pronunciados
dos materiais.
18. Ondas sísmicas
18
Ondas superficiais ou longas
Ondas Rayleigh Ondas de Love
(ou ondas de torsão)
O movimento das partículas: O movimento das partículas é:
ocorre num plano vertical, perpendicular à direção de
é elíptico e retrógrado (contrário propagação da onda,
ao dos ponteiros do relógio). paralelo à superfície (horizontal).
Propagam-se em meios sólidos e Não se propagam em meios líquidos.
líquidos.
19. Ondas sísmicas
19
Ondas superficiais ou longas
Ondas Rayleigh Ondas de Love
(ou ondas de torsão)
20. Ondas sísmicas
20
Características fundamentais de uma onda
T - Período da onda – Tempo que uma partícula demora a executar um
ciclo.
A - Amplitude da onda – Distância que uma partícula se afasta de uma
posição de referência.
21. Ondas sísmicas
21
Velocidade de propagação das ondas sísmicas
A velocidade de propagação das ondas sísmicas internas (P e S) depende
das propriedades físicas das rochas que atravessam.
A velocidade das ondas P e S calcula-se aplicando as seguintes fórmulas:
K - Módulo de incompressibilidade - avalia a resistência de um corpo sólido à
variação de volume em função da pressão (resistência à variação de volume.)
r (ou ) - Módulo de rigidez – propriedade que confere à matéria uma forma
definida (resistência à deformação).
d (ou ) - Densidade do meio
22. Ondas sísmicas
22
Velocidade de propagação das ondas sísmicas
r - Módulo de rigidez
d - Densidade do meio
K - Módulo de incompressibilidade
A velocidade das ondas sísmicas P e S não é constante, varia:
diretamente com a rigidez dos materiais (> rigidez > velocidade);
na razão inversa da densidade dos materiais (>densidade < velocidade);
no caso das ondas P, varia também diretamente com a incompressibilidade
dos materiais.
23. Ondas sísmicas
23
Velocidade de propagação das ondas sísmicas
r - Módulo de rigidez
d - Densidade do meio
K - Módulo de incompressibilidade
Como a rigidez de um meio líquido é nula, substituindo r por 0, obtemos:
a velocidade de propagação das ondas P diminui na passagem de um
meio sólido para um meio líquido,
as ondas S não se propagam nos meios líquidos.
24. Ondas sísmicas
24
Velocidade de propagação das ondas sísmicas
Quanto maior é a distância epicentral, maior é a profundidade atingida pelas
ondas sísmicas P e S, e consequentemente atravessam materiais geralmente
mais rígidos (maior velocidade) e mais densos ( menor velocidade);
Como, o aumento da rigidez é superior ao aumento da densidade, a
velocidade de propagação das ondas, geralmente, aumenta com a
profundidade.
Quanto maior a distância epicentral maior o intervalo de tempo
decorrido entre a chegada das ondas P e S.
As ondas sísmicas superficiais (L) propagam-se a uma velocidade
aproximadamente constante.
25. Sismógrafo
25
Sismógrafos são aparelhos
que registam os movimentos
do solo provocados pelas
ondas sísmicas.
No passado, os sismogramas
eram registados em tambores
da papel rotativos.
Atualmente, praticamente
todos os sismógrafos
registram a informação de
forma digital, de modo a
fazer uma análise automática
mais facilmente.
Os registos dos sismógrafos
designam-se sismogramas.
26. Sismograma
26
Uma vez que as ondas P se propagam mais depressa que os outros
tipos de onda, estas são as primeiras a chegar. Depois chegam as
ondas S e por fim as ondas de superfície ou ondas L.
27. Determinação do epicentro de um sismo
27
Determinação da distância epicentral
Método gráfico
Consiste na utilização de gráficos que relacionam as distâncias percorridas
pelas ondas sísmicas com o tempo que elas gastam para percorrer essas
distâncias (gráficos tempo-distância).
Pela análise de um
sismograma pode
determinar-se o intervalo
de tempo (S-P), que separa
o registo das ondas P e S.
O valor S-P permite
calcular, para cada estação
sismográfica, a sua
distância ao epicentro –
distância epicentral.
28. Determinação do epicentro de um sismo
28
Determinação da distância epicentral
Método gráfico (S-P) em minutos
A diferença de tempo de chegada das
ondas S e P (13-5) é de 8 minutos.
Utilizando um gráfico tempo-
distância, verifica-se que a diferença de
tempo de chegada das ondas P e S de 8
minutos ocorre em sismogramas registados a
cerca de 6400 Km do epicentro.
29. Determinação do epicentro de um sismo
29
Determinação da distância epicentral
Método gráfico (S-P) em segundos
A diferença de tempo de chegada
das ondas S e P é de 56 segundos.
Utilizando um gráfico tempo-distância
verifica-se que a diferença de tempo de
chegada das ondas P e S de 56 segundos
ocorre em sismogramas registados a cerca de
540 Km do epicentro.
30. Determinação do epicentro de um sismo
30
Determinação da distância epicentral
Método prático ou empírico I
Multiplicando a diferença de tempo de chegada das ondas P e S, em
segundos, por 8 (velocidade de propagação)
D = (ts – tp) x 8
obtém-se uma estimativa grosseira da distância entre o foco
e a estação – distância epicentral
Se considerarmos S-P = 56 segundos
D = (ts – tp) x 8 D = 56 x 8 D = 448 Km
O valor de 448 Km obtido para a distância epicentral
é aproximado do valor obtido anteriormente através
da utilização do gráfico tempo-distância (540 Km).
31. Determinação do epicentro de um sismo
31
Determinação da distância epicentral
Método prático ou empírico II
Regra empírica válida para determinar, de um modo aproximado, distâncias
epicentrais superiores a 1000 Km ou seja quando o valor de S-P for
superior a 2 minutos.
(S-P) - 1 unidade = Distância epicentral em milhares de quilómetros
Se considerarmos S-P = 8 minutos
distância epicentral = 7000 Km.
O valor de 7000 Km obtido para a distância
epicentral é aproximado do valor obtido
anteriormente através da utilização do
gráfico tempo-distância (6400 Km).
32. Determinação do epicentro de um sismo
32
Localização do epicentro de um sismo
A, B e C – estações sismográficas
Raio – distância epicentral
(reduzida à escala da carta)
Vancouver – distância epicentral 3900 Km
Miami – distância epicentral 2500 Km
Halifax – distância epicentral 560 Km
O epicentro do sismo localizou-se
próximo de La Malbale.
33. Determinação do epicentro de um sismo
33
Localização do epicentro de um sismo
Traçar, na carta, uma circunferência com centro na estação sismográfica e
com raio igual à distância epicentral (reduzida à escala da carta),
qualquer ponto da circunferência poderá ser o epicentro do sismo –
situação I.
Proceder do mesmo modo para outra estação,
as duas circunferências intersectam-se em 2 pontos,
qualquer um dos 2 pontos pode ser o epicentro – situação II.
Para se poder localizar o epicentro,
tem que se executar o procedimento referido para 3 estações, de
modo a que as 3 circunferências se intersectem num único ponto,
o epicentro do sismo – situação III.
34. Intensidade sísmica
34
A intensidade de um sismo baseia-se:
• nos estragos causados na superfície da Terra
• no relato feito pelas populações.
A escala de Mercalli modificada é uma escala de intensidades referidas
em numeração romana de I a XII.
36. Intensidade sísmica
36
As intensidades são representadas nos mapas - cartas de isossistas.
As isossistas são linhas curvas que delimitam
zonas onde foi registada a mesma
intensidade.
As isossistas por vezes não são
circunferências concêntricas porque como os
materiais atravessados são heterogéneos
(rigidez, densidade…) a propagação das ondas
não é uniforme.
Carta de isossistas do sismo de 1755 As isossistas são representadas a tracejado
quando numa zona não há dados (zona de
baixa ou nenhuma densidade populacional – ex.
oceano) para determinar com certeza a
intensidade do sismo.
37. Intensidade sísmica
37
A intensidade de um sismo depende de vários fatores, nomeadamente:
da profundidade do foco e da distância ao epicentro, na medida em que
a capacidade vibratória das ondas diminui à medida que elas se afastam
do seu ponto de origem, diminuindo, também a intensidade sísmica;
da natureza do subsolo, isto é, da resposta das rochas que o constituem,
à passagem das ondas sísmicas;
da quantidade de energia libertada no foco, sendo um sismo tanto mais
intenso quanto maior a quantidade de energia nele libertada.
38. Intensidade sísmica
38
Vantagens e inconvenientes da escala de Mercalli
Vantagens:
não necessita de medições realizadas com instrumentos, baseando-se
apenas na descrição dos efeitos produzidos.
aplica-se quer aos sismos atuais, quer também aos sismos ocorridos no
passado, desde que haja registo escrito (sismicidade histórica).
Inconvenientes:
É muito subjetivo pois depende do rigor das descrições e das
observações;
Depende de vários fatores, tais como a geologia do terreno, a
qualidade das construções e a densidade populacional;
Não permite uma gradação contínua, pois não existem graus
intermédios.
39. Magnitude sísmica
39
O valor da magnitude de
um sismo representa a
ordem de grandeza da
energia libertada no foco
através da propagação de
ondas elásticas.
A determinação da energia
libertada pelo sismo
assenta na medição
precisa da amplitude
máxima das ondas
registadas nos
sismogramas, para
distâncias conhecidas
entre o epicentro e a
estação sísmica.
40. Magnitude sísmica
40
Caraterísticas da escala de Richter:
• é objetiva.
• é uma escala aberta (sem princípio nem fim); o sismo de maior magnitude
registado (9,5) ocorreu no Chile em 1960.
• cada aumento de uma unidade na escala representa cerca de 30
vezes mais energia libertada; assim a diferença entre a quantidade de
energia libertada num sismo de magnitude 9 e um de magnitude 6 é de
cerca de 303 (= 27 000 vezes).
• para cada sismo só existe uma magnitude (mas existem muitas
intensidades, de acordo com a distância ao epicentro).
• os sismos de magnitude superior a 7 são relativamente raros;
• os sismos com magnitude inferior a 2 não são sentidos, mas são
registados pelos sismógrafos.
41. Magnitude sísmica
41
O gráfico mostra que com
uma progressão aritmética
da magnitude, a energia
libertada no foco aumenta
de modo exponencial.
42. Magnitude e intensidade sísmica
42
Magnitu Efeitos
de
(Richter)
<3,5 - geralmente não sentido pelas populações
3,5 - 5,4 - frequentemente sentido, mas raramente causa danos materiais
5,4 - 6,0 - danos ligeiros em edifícios bem construídos; danos maiores em
edifícios degradados
6,1 - 6,9 - pode ser destruidor em áreas até 100km do epicentro
7,0 - 7,9 - grande sismo; pode provocar grandes danos em vastas áreas
>8,0 - sismo muito grande; pode provocar grandes destruições em
áreas afastadas centenas de quilómetros
A tabela relaciona a magnitude dos sismos com os efeitos causados (intensidade).
43. Magnitude e intensidade sísmica
43
A tabela relaciona a Escala
de Mercalli com a Escala de
Richter
44. Tsunami
44
Tsunami é uma onda ou série de ondas
no oceano que podem atingir centenas
de quilómetros de extensão e alturas de
cerca de 20 metros, originadas por uma
grande libertação de energia, a qual
provoca a deslocação vertical de uma
massa de água no oceano.
45. Formação de um Tsunami
45
As forças tectónicas provocam a acumulação
de tensões e consequentemente o ressalto
elástico com simultânea libertação de
energia no hipocentro
A energia libertada é transferida para a
água elevando o nível do mar nessa região
e, consequentemente, gerando ondas
enormes, que se deslocam em todas as
direções.
No alto mar, onde a profundidade é
elevada, as ondas têm elevado
comprimento de onda e reduzida
amplitude, o que as torna quase
impercetíveis.
46. Formação de um Tsunami
46
À medida que o tsunami se aproxima da
costa, as águas tornam-se menos
profundas, provocando a compressão da
energia que se desloca através da água e
consequentemente verifica-se a subida da
água, com simultâneo:
- recuo abrupto da água da linha de costa,
-…
47. Formação de um Tsunami
47
À medida que o tsunami se aproxima da costa, as águas tornam-se menos
profundas, provocando a compressão da energia que se desloca através da
água e consequentemente verifica-se a diminuição de velocidade da onda.
A diminuição de velocidade da onda faz com que a parte traseira da onda se
aproxime da frente, gerando:
a diminuição do comprimento da onda,
o aumento da amplitude da onda,
o recuo abrupto da água na linha de costa.
49. Sismos e tectónica de placas
49
As regiões sísmicas encontram-se sobretudo nas fronteiras das placas
litosféricas (a sismicidade interplaca é da ordem dos 90%),
geralmente, o alinhamento dos sismos indica os limites das placas
tectónicas, nos quais se geram grandes tensões devido às forças
exercidas pela tectónica de placas.
Os sismos interplacas localizam-se fundamentalmente em três regiões:
Cintura Circumpacífica ou Anel de Fogo do Pacífico;
Dorsais oceânicas;
Cintura Mediterrânica-asiática.
Existe uma sismicidade difusa fora foras dos limites de placas,
denominada sismicidade intraplaca, resultante na maior parte dos casos da
existência de falhas activas.
50. Sismicidade em Portugal
50
A maior concentração de epicentros localiza-se a sudoeste do continente,
próximo do banco de Gorringe e dum sistema de falhas associado ao limite
das placas Euroasiática e Africana;
Outros epicentros localizam-se no litoral e interior do continente, com
origem em falhas activas.
51. Sismicidade nos Açores
51
A geodinâmica associada ao
arquipélago dos Açores está
condicionada pela junção tripla
(enquadramento tectónico) entre as
placas litosféricas Norte-americana,
Euroasiática e Africana.
A plataforma dos Açores é limitada
a oeste pela Dorsal Médio-Atlântica
e a Norte pelo Rifte da Terceira. A
Dorsal Médio-Atlântica é cortada
por diversas falhas activas.
O Rifte da Terceira (RT) é uma zona de expansão oceânica perpendicular à
Dorsal Médio-Oceânica que faz parte de um limite tectónico mais amplo (a
fronteira entre as placas Euroasiática e Africana), designado Falha
Açores-Gibraltar.
52. Sismicidade nos Açores
52
A Falha Açores-Gibraltar
constitui um limite complexo
e apresenta características
tectónicas distintas pelo que
é subdividida em três troços
com comprimentos e
comportamentos tectónicos
distintos:
um troço mais ocidental, o Rifte da Terceira, onde actuam forças
divergentes,
um troço central, designado Falha de Glória (FG), onde actuam forças
de cisalhamento,
um troço mais oriental, designado Banco de Gorringe (BG), onde actuam
forças compressivas.
53. Sismicidade nos Açores
53
Este enquadramento tectónico gera uma elevada sismicidade nas ilhas
dos grupos Oriental e Central;
As ilhas do grupo Ocidental têm menor sismicidade pois encontram-se no
interior da placa Norte Americana, numa zona mais estável.
54. Minimização de riscos sísmicos –
previsão e prevenção
54
Previsão sísmica
Apesar da intensa investigação sobre o assunto, e não obstante alguns
sismos terem já sido previstos, não é ainda possível, na esmagadora
maioria dos casos, prever com fiabilidade a ocorrência de sismos.
55. Minimização de riscos sísmicos –
previsão e prevenção
55
Prevenção sísmica
Para prevenir as consequências de um sismo é necessário adoptar
várias medidas, nomeadamente:
Conhecer a geologia da região
Proceder ao estudo da sismicidade histórica da região
Elaborar a carta das máximas intensidades observadas, até à
actualidade, na região
Elaborar cartas de zonagem sísmica da região
Conhecer o risco sísmico do local
56. Minimização de riscos sísmicos –
previsão e prevenção
56
Prevenção sísmica
Conhecido o risco sísmico do local, torna-se necessário:
monitorizar as zonas de elevado risco sísmico
bom planeamento urbanístico
construção anti-sísmica
educação das populações (conhecimento das regras de actuação)
57. Minimização de riscos sísmicos –
previsão e prevenção
57
Prevenção sísmica
Do ponto de vista da definição da ação sísmica
para projetos de construção, o Continente
encontra-se dividido em quatro zonas
(Regulamento de Segurança de Ação Sísmica de
Edifícios e Pontes, 1983).
A zona A corresponde à região de maior risco
sísmico.
58. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
58
As ondas sísmicas P e S quando encontram meios
constituídos por materiais com características
diferentes podem:
experimentar desvios na sua trajectória
(refracções e/ou reflexões);
ser absorvidas;
sofrer modificações na sua velocidade.
Para ângulos de incidência superiores a um
determinado valor, o raio sísmico só se reflecte;
para valores inferiores reflecte-se e refracta-se.
59. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
59
As variações bruscas da:
direção dos raios sísmicos,
velocidade de propagação das ondas
Permitiram deduzir a existência de superfícies - superfícies de
descontinuidade - que separam dois meios constituídos por
materiais com diferentes composições e propriedades..
60. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
60
Com a profundidade as características dos materiais vão sofrendo ligeiras
modificações:
ocorrem refrações contínuas que originam pequenos desvios nas
trajetórias das ondas
a determinada profundidade há reflexão total, e a onda desloca-se em
direção da superfície da Terra.
a trajetória dos raios sísmicos não é retilínea,
mas sim arqueada na direção da superfície terrestre.
61. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
61
Trajeto das ondas sísmicas nas zonas mais superficiais da Terra.
Quanto mais afastado do epicentro emerge uma onda, mais
profundamente ela se deslocou.
62. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
62
Comportamento das ondas entre a crusta e o manto
Mohorovicic observou os registos
sismográficos de um sismo e
estudou o comportamento de dois
tipos de ondas P (diretas-Pg e
refratadas-Pn).
Nas estações sismográficas Nas estações sismográficas situadas acima de 60 Km de
muito próximas do epicentro distância ao epicentro (B e C)
(A)
Registaram-se ondas P diretas (Pg) e ondas P refratadas
Apenas se registaram ondas P (Pn):
diretas (Pg) - às estações mais próximas chegavam primeiro as Pg;
- às estações mais afastadas (a partir de cerca de 150
Km), chegavam primeiro as ondas Pn.
63. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
63
Comportamento das ondas entre a crusta e o manto
Mohorovicic concluiu que:
As ondas (Pg e Pn) partiram do
epicentro e percorreram trajetos
diferentes:
as ondas Pg, mais lentas,
propagam-se na crusta
as ondas mais rápidas Pn são
ondas refratadas que ao
atingirem maior profundidade
propagam-se no manto.
Sabendo que a velocidade das ondas aumenta com a rigidez
As ondas Pn propagam-se num meio mais rígido do que as Pg.
64. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
64
Comportamento das ondas entre a crusta e o manto
Mohorovicic concluiu que:
Se as ondas Pn se propagam num
meio mais rígido do que as Pg.
• existem 2 meios constituídos por
materiais com diferentes
características,
• entre os 2 meios deve existir
uma superfície de
descontinuidade.
Separa a crusta (menos rígida) do
manto (mais rígida).
Descontinuidade de Mohorovicic Situa-se à profundidade média de
(ou de Moho) 30 a 40 Km sob os continentes e
cerca de 5 a 10 Km sob os oceanos.
65. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
65
Comportamento das ondas entre a crusta e o manto
Descontinuidade de Mohorovicic (ou de Moho)
Separa a crusta (menos rígida) do manto (mais rígida).
Situa-se à profundidade média de 30 a 40 Km sob os
continentes e cerca de 5 a 10 Km sob os oceanos.
As ondas ao atingirem esta descontinuidade
refratam-se no manto e, ao atravessarem
materiais mais rígidos, aumentam de
velocidade.
As ondas P2 apesar de percorrerem um trajeto maior são
registadas antes das ondas P1 pois, ao deslocarem-se a maior
profundidade, atingem maior velocidade.
66. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
66
Comportamento das ondas entre 100 e 250 Km de
profundidade
Até aos 100 Km de profundidade, a
velocidade das ondas P e S aumenta devido
ao aumento da rigidez dos materiais
rochosos.
Litosfera
Entre os 100 Km e os 250 Km de
profundidade a velocidade de propagação
das ondas P e S sofre uma redução
significativa.
67. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
67
Comportamento das ondas entre 100 e 250 Km de
profundidade
Os valores de pressão e temperatura (entre os
100 e os 250 Km) aproximam-se do ponto de
fusão de alguns minerais das rochas do manto
(peridotito), podendo ocorrer a fusão parcial
(cerca de 1 a 3%).
Diminuição de rigidez
Pensa-se que a redução de velocidade das ondas
está relacionada com a diminuição de rigidez dos
materiais rochosos.
Zona de maior grau de plasticidade
Zona de Baixa Velocidade
ou
Astenosfera
68. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
68
Comportamento das ondas a partir dos 2900 km de
profundidade
Nas estações sismográficas distanciadas
do epicentro entre 1030 e 1430 (11 500 Km
e 14000 Km) não há registo de ondas P e S
diretas (ondas que atingem a superfície da Terra
sem sofrerem grandes desvios na sua trajetória).
Zona de sombra sísmica
69. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
69
Comportamento das ondas a partir dos 2900 km de
profundidade
Dados:
Estações sismográficas distanciadas
do epicentro entre 1030 e 1430 não
registam ondas P e S diretas.
Estações sismográficas que se
encontram além dos 1430 de distância
epicentral não registam ondas S.
As ondas P que emergem próximo dos
1800 de distância epicentral
apresentam velocidade superior à
prevista para um núcleo totalmente
líquido
70. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
70
Comportamento das ondas a partir dos 2900 km de
profundidade
71. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
71
Comportamento das ondas a partir dos 2900 km de
profundidade
Interpretação dos dados
Os raios P e S tangenciais ao núcleo emergem a
1030.
Além dos 1030 não há receção de ondas S
As ondas S que intersectam o núcleo externo
não são propagadas
Núcleo externo líquido
72. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
72
Comportamento das ondas a partir dos 2900 km de
profundidade Interpretação dos dados
Os raios P que intersectam o núcleo externo
emergem a partir dos 1430
As ondas P são refratadas na passagem do manto
para o núcleo
(superfície de descontinuidade de Gutenberg)
Núcleo externo mais denso (metais)
e menos rígido (líquido)
Existe uma superfície de descontinuidade a
separar o manto rochoso rígido, do núcleo
metálico (densidade elevada) e líquido.
Descontinuidade de Gutenberg
(2900 km de profundidade)
73. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
73
Comportamento das ondas a partir dos 2900 km de
profundidade
Interpretação dos dados
As ondas P que emergem próximo dos 1800 de
distância epicentral apresentam velocidade
superior à prevista para um núcleo
totalmente líquido
O aumento de velocidade é devido ao
aumento de rigidez dos materiais
O núcleo não é todo líquido
74. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
74
Comportamento das ondas a partir dos 2900 km de
profundidade
Interpretação dos dados
Pensa-se que a pressão muito elevada do núcleo
interno faz aumentar a temperatura necessária
para que os metais entrem em fusão; assim, os
metais ficam no estado sólido.
Núcleo interno sólido
Existe uma superfície de descontinuidade a
separar o núcleo externo metálico líquido do
núcleo interno metálico sólido
Descontinuidade de Wiechert-Lehmann
(5150 Km de profundidade)
75. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
75
Comportamento das ondas no interior da geosfera
Variação da velocidade das ondas sísmicas com a profundidade
Até aos 100 Km de profundidade, a
velocidade de propagação das ondas
P e S aumenta devido ao aumento da
rigidez dos materiais rochosos
Litosfera
Entre os 100 Km e os 250 Km a
velocidade das ondas P e S sofre
uma redução significativa devido à
diminuição de rigidez dos materiais
(sólidos pouco rígidos) Astenosfera
Entre os 250Km e os 2900Km a
velocidade das ondas P e S aumenta
progressivamente devido ao
aumento de rigidez dos materiais
Continuação do Manto (Mesosfera)
76. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
76
Comportamento das ondas no interior da geosfera
Variação da velocidade das ondas sísmicas com a profundidade
Aos 2900Km as ondas S deixam de
se propagar devido à passagem de
material sólido para material
líquido, e as P diminuem muito de
velocidade devido à diminuição de
rigidez e aumento de densidade dos
materiais. Transição do Manto
para o Núcleo externo
(D.Gutenberg)
Aos 1150 Km as ondas P aumentam
de velocidade devido ao aumento de
rigidez dos materiais (passam de
líquidos a sólidos) Transição do
Núcleo externo para o Núcleo
interno (D. Wiechert-Lehmann)
77. As ondas sísmicas e a estrutura interna
da Terra
77
Comportamento das ondas no interior da geosfera
Variação da velocidade das ondas sísmicas com a profundidade
Alguma energia das ondas P, a partir
da descontinuidade de Wiechert-
Lehmann, na presença de um meio
sólido, pode propagar-se sob a
forma de ondas S.
