Cap6 sismologia

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
ESCOLA DE MINAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
NOTAS DE AULA
GEOFÍSICA - GEO 122
Sismologia
Maria Sílvia Carvalho Barbosa
Fevereiro / 2003

NOTAS DE AULA - SISMOLOGIA
ÍNDICE
1. INTRODUÇÃO ............................................................................................. 2
2. SISMOS ....................................................................................................... 2
3. CLASSIFICAÇÃO DOS SISMOS ................................................................ 4
4. SISMICIDADE MUNDIAL ............................................................................ 6
4.1. SISMOLOGIA NO BRASIL............................................................................... 8
5. SISMÓGRAFOS .......................................................................................... 9
6. ESTRUTURA DO INTERIOR DA TERRA ................................................. 11
7. PREVISÃO E PREVENÇÃO SÍSMICA...................................................... 15
8. BIBLIOGRAFIA ......................................................................................... 18
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SISMOLOGIA
1. INTRODUÇÃO
A palavra sismologia vem dos termos gregos SEISMOS (tremor de terra,
terremoto) e LOGOS (tratado ou ciência); assim, etimologicamente sismologia é a
ciência dos terremotos ou sismos. Este significado etimológico não representa o
conceito da sismologia como ciência moderna, já que, estuda os terremotos, o principal
interesse dessa ciência é o estudo da constituição interna do nosso planeta, dos efeitos
dos sismos na superfície da Terra e a prevenção e predição, que possam mitigar esses
efeitos.
A sismologia é uma das ciências mais importantes que estudam o interior da
Terra, já que as ondas sísmicas que atravessam inteiramente o nosso planeta, são as
testemunhas mais confiáveis recolhidas na superfície que fornecem dados sobre o seu
interior.
A sismologia como ciência se iniciou somente em princípios do presente
século, com a invenção do sismógrafo e a instalação de uma rede de observatórios
sismográficos, a nível mundial.
Desta forma, pode-se listar os objetivos da sismologia como:
puramente científico: estudo da constituição do interior do planeta e dos processos
dinâmicos que nele se desenvolvem;
sócio- econômicos: associados com a estrutura da crosta terrestre, principais feições
orogênicas, estruturas superficiais que possam conter depósitos naturais e de
minérios;
Humanísticos: estudos de prevenção e predição sísmicas e de levantamentos de risco
sísmico.
2. SISMOS
Sismo ou evento sísmico é a liberação instantânea de energia acumulada no
interior do planeta que se transforma em ondas elásticas, as quais atravessam a Terra em
todas as direções. As explosões artificiais e outros fenômenos causados pelo homem,
que liberam energia em forma instantânea, são também considerados sismos.
2

O ponto onde se inicia a liberação de energia se denomina como FOCO ou
HIPOCENTRO (F). A projeção vertical do foco na superfície é o EPICENTRO (E).
E .
h
F .
Para se localizar um sismo no tempo e no espaço, são necessários os seguintes
parâmetros (parâmetros hipocentrais):
- Tempo de origem (H): instante em que se inicia o evento sísmico
(referido a uma hora padrão – tempo universal);
- Coordenadas geográficas de epicentro: valores da latitude (Φ) e
longitude (λ);
- Profundidade focal (h): distância vertical entre o epicentro e o
foco (km).
O tamanho de um sismo se mede pela sua intensidade e magnitude:
INTENSIDADE SÍSMICA: Escala de Mercalli
Classificação dos efeitos causados pelas ondas sísmicas, feita a partir das
sensações causadas nas pessoas, danos nas construções, topografia , etc. A intensidade
de um terremoto será diferente em locais situados a distância diferentes do epicentro.
MAGNITUDE SÍSMICA: Escala Richter
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Nos estudos de sismicidade torna-se necessário classificar os sismos de
acordo com as vibrações geradas, independentemente dos efeitos produzidos em
qualquer ponto de observação. O parâmetro que melhor mede os “tamanhos relativos”
dos sismos é chamado de magnitude, e sua escala não deve ser confundida com a
intensidade sísmica usada para expressar a violência das vibrações num determinado
lugar.
A magnitude de um sismo pode ser definida mediante a relação:
M = log A – log A0
Sendo: A a máxima amplitude (em mm) medida no sismograma, e A0 a
amplitude que teria um sismo padrão de magnitude zero se fosse registrado naquela
mesma distância. O sismo padrão de magnitude M=0 foi definido como aquele que
produz uma amplitude de 0,001mm ( = 1µm) no sismograma a uma distância epicentral
de 100 km (valores tabelados).
Note que a escala de magnitude Richter é logarítmica. Isto significa, por
exemplo, que um sismo de magnitude 5.0 produz vibrações com amplitude 10 vezes
menores que um sismo de magnitude 6.0, registrados a uma mesma distância. Outro
aspecto importante da magnitude é que ela é a medida do terremoto em si, qualquer que
seja a distância onde ele foi registrado. A magnitude é um número adimensional e está
relacionado empiricamente com outros aspectos do terremoto como energia e tamanho
da falha.
A maior magnitude já registrada foi de M=8.9 (terremotos em 1906 na
Colômbia com 1000 mortos e em 1933 no Japão com 3000 mortos).
No Brasil, o sismo de maior magnitude ocorreu em 1955 no Mato Grosso, com
M=6.6 (excetuando-se os sismos profundos do Acre).
3. CLASSIFICAÇÃO DOS SISMOS
Um terremoto é a ocorrência de uma fratura na litosfera (camada rígida mais
externa da Terra de aproximadamente 100 km de espessura) gerando vibrações que se
propagam em todas as direções. Esta fratura ocorre devido a forças internas na litosfera
que vão se acumulando lentamente até atingirem o limite de resistência das rochas.
Estas forças (esforços tectônicos) vão deformando lentamente uma certa parte da
litosfera. Quando esta deformação é muito grande a rocha não suporta a pressão e se
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rompe. Normalmente não é o deslocamento na fratura que causa maior estrago, mas sim
as vibrações (ondas elásticas) que se propagam a partir da fratura.
A distância entre o epicentro e o ponto ocupado por uma estação sismográfica
se conhece por distância epicentral, e é a medida angular entre dois raios terrestres que
passam por esses pontos, se representa por ∆ (delta) e se mede em graus ou em km (1º ≈
111 km).
Os sismos naturais podem ser classificados quanto a:
a) Origem:
- sismos tectônicos;
- sismos vulcânicos;
- sismos por colapso ou desabamento.
b) Profundidade focal:
- Superficiais : h = 0km;
- Normais : h < 50 km;
- Intermediários: 50 < h < 300km;
- Profundos: h > 300km.
c) Distância Epicentral:
- Locais : ∆ < 100 km;
- Próximos : 100 < ∆ < 1000 km;
- Regionais : 1000 < ∆ < 5000 km;
- Distantes : ∆ > 5000 km;
- Telesismos : ∆ > 20000 km.
d) Magnitude:
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- microtemores : M < 2;
- fracos: 2 < M < 4.5;
- Moderados: 4.5 < M < 5.5;
- Fortes: 5.5 < M < 6.5;
- Destrutivos: M > 6.5.
e) Distribuição no tempo:
- Precursores;
- Sismo Principal;
- Réplicas.
4. SISMICIDADE MUNDIAL
Os sismos não ocorrem em qualquer lugar, mas concentrados ao longo de
faixas longas e estreitas. As principais faixas são:
Cinturão do Pacífico: toda a borda do Oceano Pacífico tal como os Andes, costa
oeste da América do norte, Japão, Nova Zelândia, etc.;
Cadeias meso-oceânicas: tais como a cordilheira Meso-Atlântica, a elevação do
Pacífico leste, as cadeias submarinas entre África e Antártica, entre Austrália e
Antártica, etc.;
Cinturão Mediterrâneo-Himalaias: vai desde a cadeia Meso-Atlântica Norte até os
Himalaias, passando pelo norte da África, Itália, Alpes, Grécia, Turquia, Oriente
Médio, norte da Índia e China.
Embora possam ocorrer sismos de até 700 km de profundidade (Figura 1), a
grande maioria são rasos, isto é, têm profundidade focal menos que 60 km (Figura 2).
Um aspecto interessante da sismicidade mundial é que os sismos mais profundos do que
60 km quase sempre ocorrem paralelamente às fossas oceânicas e também
paralelamente às cadeias de vulcões.
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Figura 1 – Sismicidade mundial. Focos com profundidades entre 100 e 700 Km (Barazangi e
Dorman 1969)
Figura 2 – Sismicidade mundial. Sismos com profundidades menores que 100 Km
(Barazangi e Dorman 1969)
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4.1. Sismologia no Brasil
Devido o Brasil estar situado numa região de relativa estabilidade, do ponto de
vista sísmico, o interesse pela sismologia, no passado não foi tão grande como o
interesse por outras ciências da Terra. A atividade sísmica no Brasil caracteriza-se por
ocorrência esporádica de sismos de magnitude moderada, normalmente de profundidade
superficial a normal, e de sismos fracos e micro tremores superficiais que ocorrem em
determinadas regiões.
Em 1906, foi instalada a Estação Sismográfica do Rio de Janeiro, operada pelo
observatório Nacional.
Em 1938, o IAG /USP instalou um sistema sismográfico em São Paulo, o qual
não funcionou devido a problemas técnicos.
Em 1965, instalou-se a Estação Sismográfica de Natal, operada inicialmente
pelo posto de Pesquisas da Marinha.
Em 1966, em Brasília foi instalado o Sistema Sismográfico tipo Arranjo da
América do Sul (SAAS), com a colaboração de instituições nacionais, sul-americanas e
Britânicas.
Em 1972, O Serviço Geológico dos Estados Unidos, instalou junto ao SAAS
um sistema sismográfico homogeneizado da rede mundial (WWNSS). Ambos os
sistemas constituem a Estação Sismográfica de Brasília, que é uma das estações mais
bem equipadas e sensíveis da Terra, e cujas características permitem novos tipos de
processamento e tratamento de dados sísmicos.
Desde a instalação do SAAS em Brasília, a sismologia no Brasil teve um
desenvolvimento mais acentuado. Problemas de sismicidade induzida (sismos induzidos
= interferência do homem que provoca a ocorrência de sismos: explosões nucleares,
injeção de fluidos sob pressão no solo, escavações em minas de carvão, enchimento de
lagos artificiais em barragens hidrelétricas, etc.) por represas artificiais no Brasil e a
necessidade de se controlar o nível de atividade sísmica antes da construção de represas
no país, provocou a instalação de algumas redes locais de sismógrafos e a planificação
de outras.
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5. SISMÓGRAFOS
Aparelhos que fornecem um registro contínuo do movimento do solo, o qual
se denomina sismograma.
Quando ocorre um sismo de energia suficiente, ondas elásticas são irradiadas
do foco sísmico através de toda a Terra, originando na sua superfície momentos
oscilatórios que podem ser medidos e registrados por instrumentos adequados,
convenientemente instalados. Para que seja possível a medição e o registro das ondas
sísmicas, é necessário que exista um ponto fixo de referência, que não tome parte do
movimento do solo. Na prática é impossível obter esse ponto fixo de referência, e o que
mais se aproxima para satisfazer esta necessidade é o uso de um pêndulo, cuja massa,
por inércia, tende a permanecer fixa durante o movimento originado pelas ondas
sísmicas.
Figura 3 – Pêndulo vertical e horizontal
A figura 3 ilustra graficamente um pêndulo vertical e um pêndulo horizontal,
do tipo mais simples, o efeito causado por um impulso vertical e outro horizontal, e os
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respectivos sismogramas. Os pêndulos da figura, em princípio, são sismógrafos de
características inapropriadas, sendo que as principais objeções que apresentam são:
Não têm amortecimento;
Os seus períodos livres devem ser relativamente pequenos (períodos curtos), se as
dimensões dos aparelhos pretendem ser conservados entre limites razoáveis;
Não têm facilidades de amplificação.
Os sismógrafos modernos estão equipados para eliminar estas objeções.
Quando as ondas elásticas chegam às estações sismográficas na forma de sucessivos
impulsos, de modo que o sismógrafos, logo após a chegada do primeiro impulso deve
ser convenientemente amortecido para estar preparado para receber o impulso seguinte,
e assim sucessivamente.
Praticamente todos os princípios físicos têm sido aplicados na construção de
diferentes tipos sismógrafos. Os sismógrafos pendulares mais conhecidos são:
Sismógrafos Mecânicos: o movimento do pêndulo é transferido e amplificado numa
forma puramente mecânica e o registro é feito em papel esfumaçado. Aparelhos de
grandes dimensões; para diminuir a fricção introduzida em várias partes de seu
mecanismo, precisa de uma massa volumosa, geralmente superior a 1t.
Sismógrafos Mecânico-óticos: um espelho é aderido ao pêndulo, o qual reflete um
raio de luz na direção de um tambor que contém papel fotográfico, a amplificação é
obtida oticamente.
Sismógrafos Eletromagnéticos: a massa do pêndulo está constituída de um imã que
envolve uma bobina fixa à armação dos sismômetros (é um sismógrafo cujas
constantes físicas são conhecidas, de modo que é possível calcular o movimento real
do solo a partir do sismograma), tal que o movimento causado pelas ondas elásticas
é convertido em pulsos eletromagnéticos gerados pelo movimento relativo entre o
imã e a bobina. São os mais usados atualmente.
Sismógrafos de Relutância: o sismômetro utiliza as variações da relutância ou
resistência magnética resultantes das variações da separação entre o imã e a armação
para criar variações no fluxo magnético, e deste modo gerar uma força eletromotriz
que é induzida nas bobinas, que na forma de pulsos é logo transmitida do
sismômetro para o registro.
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Sismógrafos Eletrostáticos: estes aparelhos usam comumente a capacitância variável
de um condensador, com uma placa aderida ao pêndulo e a outra fixa na armação do
sismômetro.
Os métodos de registro sismográfico têm evoluído desde o registro em papel
esfumaçado e os registrado com tinta e impressão térmica, passando por registros em
papel fotográfico ou filme, até os registros em fita magnética, nas modalidades de
amplitude ou freqüência modulada e os registros digitais.
Na atualidade encontram-se em operação mais de 2400 estações sismográficas
distribuídas em todas as regiões da Terra. Em algumas área (Canadá e Japão) a
concentração de estações sismográficas é muito grande, enquanto que em outras áreas
(oceanos, África e porções central e oriental da América do Sul) não existem estações
sismográficas ou seu número é bem reduzido. No Brasil, existem somente quatro
estações sismográficas permanentes.
6. ESTRUTURA DO INTERIOR DA TERRA
Quando ocorre um terremoto as ondas P e S emitidas pelo foco propagam-se
pelo interior da Terra, sofrendo várias reflexões e refrações nas diversas camadas da
Terra, e são registradas por estações sismográficas em todo o mundo (Fig. 4 e 5).
Figura 4 – Ondas P e S
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O estudo do tempo de percurso dessas ondas em função das distâncias
epicentrais permite determinar as velocidades de propagação das ondas nas várias
camadas do interior da Terra (Fig. 6). Desta maneira, o estudo da propagação das ondas
sísmicas é o principal método para a determinação da estrutura da Terra (Fig.7).
Figura 6 – Velocidades de propagação
As três principais divisões da Terra são: crosta, manto e núcleo.
Crosta: é a camada mais externa e tem espessura média de 35 km nos continentes e
5 km nos oceanos. A crosta continental é constituída principalmente de rochas
graníticas e rochas intermediárias; a crosta oceânica é formada principalmente por
basalto.
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Figura 7 – Determinação da estruturação da Terra através da propagação das ondas
sísmicas.
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Manto: camada abaixo da crosta que extende-se até quase metade do raio da Terra,
isto é, vai até a 2900 km de profundidade. O manto é constituído de rochas
ultramáficas. A separação entre crosta e manto é denominada de descontinuidade de
Mohorovicic.
Núcleo: a Terra tem um núcleo com 3500 km de raio constituído principalmente de
Fe e Ni. O núcleo possui duas partes: núcleo externo e interno, cujo limite está a um
raio de 1220 km. O núcleo externo não se propagam as ondas S e portanto pode-se
concluir que o núcleo externo é líquido. O núcleo interno é sólido e forma o
“caroço” central da Terra com uma densidade de 13 g / cm³.
Embora o manto da Terra tenha uma composição química relativamente
uniforme, a parte superior do manto contém uma camada com propriedades físicas bem
diferentes, chamada astenosfera.
A astenosfera é uma camada do manto superior situada aproximadamente entre
100 e 200 km de profundidade abaixo dos continentes e entre 60 e 200 km de
profundidade abaixo dos oceanos. A arte do manto acima da astenosfera, juntamente
com a crosta forma uma placa rígida denominada litosfera.
Um aspecto importante é que os sismos ocorrem apenas na litosfera, pois as
rochas são mais “duras” e podem suportar o acúmulo de forças tectônicas até chegar ao
ponto de se fraturarem (comportamento rúptil). O material da astenosfera, sendo mais
“mole”, nunca se fratura (comportamento dúctil) pois se deforma plasticamente cedendo
continuamente à ação das forças tectônicas.
7. PREVISÃO E PREVENÇÃO SÍSMICA
Muita pesquisa tem sido feita nas últimas décadas para a previsão de
terremotos. Apesar do grande progresso alcançado (vários terremotos já foram previstos
com sucesso) muita pesquisa vai ser necessária para se prever os terremotos com
segurança e de maneira rotineira.
A previsão de terremotos é feita:
estudando-se a variação da sismicidade com o tempo;
medindo-se pequenas variações nas propriedades das rochas crustais quando elas
estão prestes a se romperem.
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No estudo da sismicidade procura-se localizar regiões onde ocorreram grandes
tremores no passado, mas que nas últimas décadas têm apresentado baixa sismicidade.
Por exemplo, se nos últimos 10 ou 20 anos não ocorreram grandes sismos numa certa
região que é normalmente sísmica, isto pode significar que está havendo um grande
acúmulo de forças tectônicas que poderão ser liberadas numa única ruptura provocando
um terremoto catastrófico.
Freqüentemente, alguns dias ou semanas antes de ocorrer um grande terremoto,
ocorrem vários sismos pequenos chamados sismos precursores. A identificação destes
sismos pequenos, principalmente se ocorrerem numa região que esteve anormalmente
“calma” nas últimas décadas, pode também auxiliar na previsão do grande terremoto.
No segundo caso, quando a rocha está submetida a tensões muito grandes a
ponto de se fraturar, algumas das suas propriedades mudam ligeiramente. Assim
medidas tais como: deformação da crosta, diminuição de resistividade elétrica das
rochas, diminuição das velocidades de propagação das ondas sísmicas, variações do
campo magnético e aumento da emissão de radônio pelas rochas, podem indicar se
numa certa região a crosta está prestes a se fraturar.
A previsão mais espetacular foi realizada pelos chineses em 1975. Em junho de
1974, havia fortes indícios de que um terremoto iria ocorrer na província de Liaoning,
dentro de dois anos, devido principalmente à elevação da superfície a uma velocidade
20 vezes maior do que o normal (2.5 mm em 9 meses) e à “calma” sísmica das décadas
anteriores. Em dezembro de 1974, mudanças na inclinação do solo perto de uma falha
geológica, aumento da emissão de radônio e mudanças no nível da água dos poços
indicaram que um grande terremoto era provável dentro dos próximos meses. Reforços
nas construções foram iniciados. No começo de fevereiro de 1975, inúmeros pequenos
sismos começaram a ser registrados e foram interpretados como sendo sismos
precursores de um grande terremoto. Em 3 de fevereiro, as autoridades deram o alarme
de que um grande terremoto iria ocorrer provavelmente dentro de 24 horas, e ordens
foram dadas para a população permanecer fora dos prédios. Na noite do dia 4 de
fevereiro de 1975 um terremoto de magnitude de 7.3 sacudiu toda a região destruindo
ou danificando seriamente 90% das construções na cidade de Haicheng, 500 km leste de
Pequim, e causando a morte de apenas algumas centenas de pessoas. Se não fosse a
previsão teriam morrido dezenas de milhares de pessoas.
Geralmente previsões como esta não são comuns, porque o efeito dos
fenômenos precursores são muito pequenos e difíceis de observar e também,
principalmente, porque nem sempre ocorrem, Por exemplo, a maioria dos grandes
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terremotos ocorre sem sismos precursores. Um ano depois do sucesso da previsão de
Haicheng, um outro terremoto praticamente destruiu a cidade de Tangshan, a 150 km a
leste de Pequim, causando a maior catástrofe desse século com 650 000 mortos. O
terremoto de Tangshan não teve sismos precursores.
Já que é difícil prever os terremotos e mesmo previsto é impossível evitá-los,
uma solução é prevenir-se contra os efeitos dos terremotos. Muitos estudos têm sido
feitos para projetar e construir casas e prédios mais resistentes às vibrações de
terremotos.
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8. BIBLIOGRAFIA
DOBRIN, M.B. – 1981 – Introduction to Geophysical Prospecting. 3. Ed. International
Student Edition. 630p.
FERNANDES, C.E.M. – 1981 – Fundamentos de Prospecção geofísica. Rio de Janeiro:
Interciência, 190p.
LUIZ, J.G. & SILVA, L.M.C – 1995 – Geofísica de Prospecção. Belém: Cejup, 311p.
PARASNIS, D.S. – 1971 – Geofísica Minera. Madrid: Elsevier Publishing Co. Ltda,
376p.
TELFORD, W.M.; GELDART, L.P.; SHERIFF, R.E. & KEYS, D.A. – 1986 – 2. Ed.
Cambridge: Cambridge University,: 770p.
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