Sismologia

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Sismologia

  1. 1. SISMOLOGIAMARGARIDA BARBOSA TEIXEIRA
  2. 2. Causas dos sismos2 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. 3. Sismos tectónicos3 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. 4. Teoria do ressalto elástico4 Deformação e Acumulação de energia Deslocamento e Libertação de energia
  5. 5. Teoria do ressalto elástico5 Deformação Deslocamento e e Falha ativa Acumulação de energia Libertação de energia
  6. 6. Teoria do ressalto elástico6
  7. 7. Teoria do ressalto elástico7 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. 8. Teoria do ressalto elástico8 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. 9. Réplicas e Abalos premonitórios9 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. 10. Propagação das ondas10 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. 11. Propagação das ondas11 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. 12. Classificação dos sismos12 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. 13. Ondas sísmicas13 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.
  14. 14. Ondas sísmicas14 Ondas internas – P e S
  15. 15. Ondas sísmicas15 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. 16. Ondas sísmicas16 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. 17. Ondas sísmicas17 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. 18. Ondas sísmicas18 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. 19. Ondas sísmicas19 Ondas superficiais ou longas Ondas Rayleigh Ondas de Love (ou ondas de torsão)
  20. 20. Ondas sísmicas20 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. 21. Ondas sísmicas21 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. 22. Ondas sísmicas22 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. 23. Ondas sísmicas23 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. 24. Ondas sísmicas24 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. 25. Sismógrafo25 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. 26. Sismograma26 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. 27. Determinação do epicentro de um sismo27 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. 28. Determinação do epicentro de um sismo28 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. 29. Determinação do epicentro de um sismo29 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. 30. Determinação do epicentro de um sismo30 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. 31. Determinação do epicentro de um sismo31 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. 32. Determinação do epicentro de um sismo32 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. 33. Determinação do epicentro de um sismo33 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. 34. Intensidade sísmica34 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.
  35. 35. Intensidade sísmica35 Escala de Mercalli modificada
  36. 36. Intensidade sísmica36 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. 37. Intensidade sísmica37 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. 38. Intensidade sísmica38 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. 39. Magnitude sísmica39 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. 40. Magnitude sísmica40 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. 41. Magnitude sísmica41 O gráfico mostra que com uma progressão aritmética da magnitude, a energia libertada no foco aumenta de modo exponencial.
  42. 42. Magnitude e intensidade sísmica42 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. 43. Magnitude e intensidade sísmica43 A tabela relaciona a Escala de Mercalli com a Escala de Richter
  44. 44. Tsunami44 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. 45. Formação de um Tsunami45 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. 46. Formação de um Tsunami46 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. 47. Formação de um Tsunami47 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.
  48. 48. Sismos e tectónica de placas48
  49. 49. Sismos e tectónica de placas49 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. 50. Sismicidade em Portugal50 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. 51. Sismicidade nos Açores51 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. 52. Sismicidade nos Açores52 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. 53. Sismicidade nos Açores53 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. 54. Minimização de riscos sísmicos – previsão e prevenção54  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. 55. Minimização de riscos sísmicos – previsão e prevenção55  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. 56. Minimização de riscos sísmicos – previsão e prevenção56  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. 57. Minimização de riscos sísmicos – previsão e prevenção57  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. 58. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra58 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. 59. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra59 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. 60. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra60 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. 61. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra61 Trajeto das ondas sísmicas nas zonas mais superficiais da Terra. Quanto mais afastado do epicentro emerge uma onda, mais profundamente ela se deslocou.
  62. 62. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra62  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. 63. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra63  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. 64. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra64  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. 65. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra65  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. 66. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra66  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. 67. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra67  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. 68. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra68  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. 69. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra69  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. 70. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra70  Comportamento das ondas a partir dos 2900 km de profundidade
  71. 71. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra71  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. 72. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra72  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. 73. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra73  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. 74. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra74  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. 75. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra75  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. 76. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra76  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. 77. As ondas sísmicas e a estrutura interna da Terra77  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.

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