sismologia 2

Dinâmica e Eng. Sísmica – Os Sismos (parte 2)

Autor: Prof. João Braga1

Tipos de Ondas Sísmicas

Quando ocorre um sismo, parte da energia propaga-se através do meio sob forma de ondasvolúmicas, e a parte restante da energia desloca-se ao longo da superfície sob a forma deondas superficiais.

Ondas volúmicasTal como qualquer outro tipo de ondas que se propague através de um espaço tri-dimensional e cuja fonte possa ser considerada como uma fonte pontual, a amplitude dasondas sísmicas decresce com inverso da distância à fonte.

Para além disso, a superfície definida como aquela em que todos os pontos se encontram nomesmo estado de vibração (i.e. estão em fase) designa-se por frente de onda. Para pequenasdistâncias à fonte, a frente de onda tem forma esférica. Contudo, com o aumento da distânciaà fonte, a frente de onda torna-se progressivamente mais plana, de tal modo que, paragrandes distâncias, se pode fazer a aproximação de que a dita frente de onda é uma ondaplana. Por analogia ao caso da óptica, a direcção perpendicular à frente de onda designa-sepor raio sísmico.

As ondas sísmicas volúmicas (quer as compressivas, quer as de corte) têm, na origem, vastagama de frequências. Todavia, devido à atenuação durante a propagação, as maispronunciadas têm frequências entre 0,5 e 20 Hertz.



Ondas volúmicas

Ondas P (primárias) – Mais rápidas, são ondas do tipo compressivo, ou seja, que causamalternadamente compressão e tracção (diminuição/aumento de volume). Uma onda a propagar-se ao longo de uma mola constitui uma boa analogia para este tipo de ondas sísmicas.

As ondas P são as mais rápidas das ondas sísmicas, podendo propagar-se tanto em meios sólidoscomo líquidos. A velocidade de propagação em granitos, por exemplo, é de cerca de 5,5km/s.Também têm capacidade para se propagar em meios líquidos, mas a velocidade de propagaçãoreduz-se bastante. Por exemplo, na água, a velocidade das ondas P é de apenas cerca de1,5km/s, e no ar de cerca de 350 m/s. Não são tão destrutivas como as ondas S ou as ondas desuperfície que se lhes seguem.

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34 K

VP

K – módulo de compressibilidadeρ – massa volúmicaμ - rigidez do meio atravessado



Ondas volúmicas



Ondas volúmicas

Ondas S (secundárias) – É registada em segundo lugar nas estações sismográficas, e consistenuma deformação por corte com conservação de volume.

Nas ondas S o movimento de vibração dá-se no plano definido pela frente de onda e, como tal,perpendicularmente à direcção de propagação, pelo que são ondas do tipo transversal (ou decorte). Uma boa analogia para este tipo de ondas é a corda de uma guitarra que é posta a vibrar.A passagem da onda transversal obriga a que os planos verticais do meio se movam "para cima epara baixo" e que, por isso, os elementos adjacentes do meio sofram variações de forma, quealternam entre a de um rectângulo e a de um losango.

Contrariamente às ondas P, as ondas S só se propagam em meios sólidos. A sua velocidade émenor do que a das ondas P. Nos granitos, por exemplo, é de cerca de 3km/s.

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SVμ – rigidezρ – massa volúmica do meio



Ondas volúmicas



Ondas superficiaisUma perturbação exercida na superfície livre de um meio propaga-se, a partir da fonte, sob aforma de ondas sísmicas superficiais. Existem duas categorias de ondas superficiais, as ondasR (de Rayleigh) e as ondas L (de Love), que se distinguem entre si pelo tipo de movimento queas partículas descrevem na frente de onda.

As ondas superficiais deslocam-se a menor velocidade do que as ondas volúmicas. Emgeral, as ondas L têm maior velocidade do que as ondas R.

As ondas sísmicas superficiais têm uma gama alargada de frequências, mas inferiores às dasondas volúmicas. Normalmente, as frequências das ondas superficiais são inferiores a 1Hertz, sendo portanto ondas de baixa frequência (logo, de período de oscilação elevado).

Uma ressalva importante é que as ondas de superfície não são tão atenuadas com a distânciaao epicentro, pelo que são responsáveis pelos sismos afastados com máxima amplitude deoscilação.



Ondas superficiais

Ondas R (de Rayleigh) – O movimento das partículas na frente de onda de uma onda de Rayleighestá polarizado no plano vertical e pode ser visualizado como uma combinação de vibrações dotipo P e S, sendo o resultado das interferências entre os dois tipos de ondas. O movimento daspartículas individuais descreve uma elipse retrógrada alinhada no plano vertical.

Estas ondas provocam vibração no sentido contrário à propagação da onda, ou seja, ummovimento de rolamento (descrevem uma órbita elíptica), e a sua amplitude diminuirapidamente com a profundidade.

Tal como nas ondas do mar, o deslocamento das partículas não está confinado apenas àsuperfície livre do meio, sendo as partículas abaixo desta também afectadas pela passagem daonda. Num semi-espaço homogéneo, a amplitude do movimento das partículas decresceexponencialmente com o aumento da profundidade. Ondas com comprimento de onda l têmuma profundidade de penetração característica de 0.4 l.

Teoricamente, a velocidade das ondas de Rayleigh é igual a 0,9194 da velocidade das ondasS, verificando-se na realidade, quando ocorre um sismo, que esta relação está correcta.



Ondas Rayleigh



Ondas superficiais

Ondas L (de Love) - O movimento das partículas, nas ondas L (de Love), processa-se apenas noplano horizontal. Um ponto da superfície vibra horizontalmente à passagem das ondas, nadirecção perpendicular à direcção de propagação.

Este tipo de ondas produz cisalhamento horizontal do solo e a sua energia é obrigada apermanecer nas camadas superiores da Terra por ocorrer por reflexão interna total.

Essas ondas são o resultado da interferência de duas ondas S. São ligeiramente mais rápidas queas ondas de Rayleigh. São ondas cisalhantes altamente destrutivas.



Complexidade das Ondas Sísmicas

Como os vários tipos de ondas que se produzem quando ocorre um sismo têm velocidadese frequências diferentes, em áreas afastadas da região epicentral é possível observar que asondas estão organizadas em grupos. Todavia, próximo da área de geração, não há temposuficiente para esta segregação em trens de ondas distintas, pelo que a movimentação daspartículas induzida simultaneamente por diferentes tipos de ondas pode ser extremamentecomplexa (provocando grandes destruições).

Por outro lado, ao propagar-se em diferentes tipos de rochas e à superfície, atravessandozonas de descontinuidade estrutural, as ondas são sujeitas, muitas vezes, a fenómenos dereflexão e de refracção, o que pode conduzir a amplificação das ondase, consequentemente, aumento do seu potencial de destruição. A situação complica-seainda mais porque a propagação das ondas é afectada pela atitude do plano de rotura, oque pode conduzir a concentração de energia em certas direcções.

Por outro lado, a complexidade do estudo das ondas sísmicas é ainda acentuada pelo factodo tipo e condições do solo, bem como a topografia, poderem provocar amplificação ouredução das ondas sísmicas em locais específicos.



Frequência das Ondas Sísmicas e Frequência de Vibração Natural dos Edifícios

As ondas sísmicas volúmicas (quer as compressivas, quer as de corte) têm, na origem, vastagama de frequências. Todavia, devido à atenuação durante a propagação, as maispronunciadas têm frequências entre 0,5 e 20 Hertz. As ondas superficiaistêm, geralmente, frequências menores do que as ondas volúmicas, tipicamente inferiores a1 Hertz.

Os edifícios têm frequências naturais de vibração específicas. As frequências naturais devibração dos edifícios de menor altura são mais elevadas do que as dos prédios mais altos.Se a frequência das ondas sísmicas é análoga à frequência natural de vibração de certosedifícios, estes podem entrar em ressonância e ser gravemente danificados ou destruídos.

No entanto, as ondas com frequências elevadas sofrem atenuação mais rápida com oaumento de distância à zona epicentral do que as ondas com frequências mais baixas. Poressa razão, a distâncias relativamente grandes do epicentro (da ordem de 100km), osedifícios altos podem ser bastante mais danificados do que os baixos. As construções baixassão mais sensíveis às vibrações sísmicas quando se localizam próximo do local onde o sismofoi gerado.



Modelo geomorfológico do planeta Terra

A camada mais exterior do planeta Terra é a crosta terrestre, de estrutura rígida,mais fina na zona dos oceanos e mais espessa na zona dos continentes.

Esta está separada do manto superior pela descontinuidade de Mohorovicic, o qualtambém tem uma ligeira descontinuidade na separação entre a litosfera e aastenosfera, onde há uma refracção e variação da velocidade de propagação dasondas sísmicas.

Por sua vez, a descontinuidade de Gutemberg faz a separação entre o mantoinferior e o núcleo externo, sendo este último mais denso e líquido.

Por fim, a descontinuidade de Lehmann faz a separação entre o núcleo externo e onúcleo interno, sendo este último sólido.



Tectónica de Placas

Em termos geológicos uma placa é uma grande massa rochosa, rígida, no estado sólido. O termotectónica vem do grego e significa formar ou construir. A junção destes dois termos, isto é, atectónica de placas, refere-se à constituição da superfície da Terra por placas independentes.

A teoria da tectónica de placas parte do pressuposto de que a camada mais superficial da Terraestá fragmentada numa dúzia ou mais de grandes e pequenas placas que se movemrelativamente umas às outras, sobre um material viscoso, mais quente. Por essa razão utiliza-setambém, frequentemente, a designação de teoria da deriva continental.

Esta teoria assenta em quatro pontos principais:

• A idade da crosta oceânica é, em geral, bastante mais jovem do que a continental;

• O campo magnético terrestre teve múltiplas inversões no passado geológico (e que estão

registadas nas anomalias magnéticas do fundo oceânico);

• A teoria da expansão oceânica envolvendo a criação de nova crosta oceânica nas zona de riftes

e de consumo dessa crosta nas zonas de subducção;

• Constatação de que a grande maioria dos sismos e da actividade vulcânica está associada às

fossas abissais e aos riftes.




Existem três tipos principais de fronteiras entre placas tectónicas:

• Fronteiras divergentes – são zonas de contacto em que as placas se estão a afastar uma daoutra, e onde está a ser gerada nova crosta oceânica.

• Fronteiras convergentes – zonas de aproximação entre as duas placas, onde a crostaoceânica é consumida e uma placa mergulha sob a outra.

• Fronteiras transformantes – zonas em que não há criação nem consumo de crosta oceânica,mas as placas deslizam horizontalmente uma pela outra.




Tipos principais de fronteiras de placas




Fronteiras de placas do tipo divergente

As fronteiras divergentes ocorrem nos riftes onde nova crosta está a ser criada a partir demagma proveniente do manto, o que força as placas a afastarem-se uma da outra.

A fronteira divergente de placas mais conhecida é, provavelmente, a crista média atlântica. Estacadeia montanhosa submarina, que se estende do oceano Ártico até uma zona ao largo doextremo meridional de África, é apenas um segmento da crista média oceânica global quepercorre toda a Terra.

No rifte médio atlântico está a ser criada nova crosta oceânica à razão média de 2,5cm/ano.Embora este valor possa parecer muito pequeno pelos padrões humanos, como o processo seprolonga por muitos milhões de anos, é responsável por movimentações das placas tectónicasque atingem vários milhares de km.

Foi esta expansão oceânica que, durante os últimos 100 a 200 milhões de anos, fez com que oestreito golfo que existia inicialmente entre a Europa, a África e as Américas se convertesse noactual oceano Atlântico.

A crista média atlântica sai do domínio submerso e atinge expressão francamente subaérea noarquipélago dos Açores e na Islândia.




A crista média atlântica divide a Islândia. Com triângulos vermelhos estão assinalados alguns

dos vulcões activos islandeses.




Efectivamente, a parte ocidental da Islândia está na placa americana, enquanto a parteoriental pertence à placa euro-asiática. Como tal, esta região é um laboratório naturalonde os investigadores podem estudar mais facilmente os processos relacionados com aexpansão oceânica e a divergência de placas.

As consequências do movimento das placas são facilmente observáveis na zona dovulcão Krafla, no nordeste da Islândia. Nesta zona, no período de alguns meses, épossível constatar que as fissuras existentes no solo se vão alargando, criando-se, simultaneamente, outras novas, denunciando o activo processo de rifting.

Entre 1975 e 1984 verificaram-se numerosos episódios destes, alguns dos quais foramacompanhados por actividade vulcânica. Normalmente, o solo eleva-se, de modogradual, de 1 a 2m e, posteriormente, de forma abrupta, subside, o que denuncia umaerupção eminente. Entre 1975 e 1984 estes deslocamentos totalizaram cerca de 7metros.




Na África Oriental, os processos deexpansão oceânica conduziram já áseparação da Arábia Saudita do restantecontinente africano, constituindo-se o MarVermelho. Aqui, está em criação uma novafronteira divergente deplacas, materializada pela zona do RifteEste Africano. Poderá ser aqui que se abriráum novo grande oceano daTerra, transformando a região do "corno deÁfrica" numa ilha. Poderá ser assim que ooceano Atlântico se começou a formar hácerca de 200 milhões de anos.

As fronteiras de placas formam um pontotriplo, na zona onde o Mar Vermelhoconflui com o Golfo de Aden. Narealidade, a placa da Arábia e as placas daNúbia e da Somália (que fazem parte daÁfrica) estão-se a afastar umas dasoutras, isto é, do ponto triplo existente nazona de Afar.




O vulcão activo de Oldoinyo Lengai, na zonados riftes este-africanos, onde a África estáa ser fracturada pelos processos detectónica de placas, separando uma novaplaca, a placa somali, do resto daÁfrica, constituída pela placa núbia.

Cratera do Erta Ale, na Etiópia, umdos vulcões activos da zona do rifteeste africano, fotografado emFevereiro de 1994. Os doisvulcanólogos de fato vermelho queestão no bordo da crateraproporcionam uma boa escala. A corvermelha no interior da crateracorresponde a lava fundidaemergindo através da lavasolidificada, negra.




Fronteiras de placas do tipo convergente

Nos riftes está continuamente a ser criada nova crosta oceânica. Nos início da década de 1960este processo foi aproveitado por alguns investigadores para "comprovar" que o afastamentodos continentes se devia, no fundo, a uma contínua expansão da Terra desde a sua formação.Todavia, esta hipótese da Terra em expansão não era satisfatória pois que os seus defensoresnão conseguiam explicar de forma convincente qual seria o mecanismo geológico que poderiaprovocar tal expansão. A maior parte dos geólogos continuava a acreditar que a Terra poucotinha variado de volume desde a sua formação há 4,6 biliões de anos. No entanto, também estesnão conseguiam explicar como é que a Terra não aumentava de volume se havia nova crostaterrestre a ser continuamente criada nas zonas dos riftes.

Este problema acabou por ser resolvido por Harry H. Hess (geólogo da Princeton University) epor Robert S. Dietz (do U.S. Coast and Geodetic Survey): se há nova crosta que está a ser criadanos riftes então a crosta antiga tem que estar a ser consumida noutras zonas, as fossas abissais.Segundo a hipótese de Hess, o oceano Atlântico está em expansão sendo a nova crosta aí criada,no rifte, compensada por consumo de crosta antiga nas fossas abissais do oceano Pacífico,estando consequentemente este em redução. Assim, existe um mecanismo perpétuo dereciclagem da crosta oceânica, com criação de nova crosta numas zonas e consumo de antiganoutras, sem existir variação de volume da Terra. Esta teoria permite também explicar porque éque as rochas do fundo oceânico têm idade bastante menor do que, em geral, as rochascontinentais.




As zonas de subducção, a que as fossas estão associadas, constituem fronteiras de placasdo tipo convergente. Todavia, nem em todas as fronteiras do tipo convergente existesubducção. O tipo de convergência depende do tipo de litosfera envolvida.

Como esta convergência pode ocorrer entre duas placas com crosta oceânica, uma placacom crosta oceânica e outra com crosta continental, ou entre duas placas com crostacontinental, existem três tipo principais de convergência.

• Convergente continente-continente

• Convergente oceânica-oceânica

• Convergente oceânica-continente




• Convergência crosta oceânica - crosta oceânica

Quando duas placas oceânicas convergem uma é geralmente subductada pela outra, constituindo-se um arco vulcânico. Por exemplo, a fossa das Marianas, que se localiza paralelamente às ilhasMarianas (um arco insular), corresponde a uma zona de subducção.

A subducção resultante da convergência crosta oceânica - crosta oceânica também provoca oaparecimento de vulcanismo. As escoadas lávicas e os tephra emitidos durante milhões de anospor um vulcão fazem com que este, por vezes, atinja expressão sub-aérea (isto é, "saia" de água ese transforme numa ilha vulcânica). Estas cadeias de vulcões formando ilhas alinhadas, associadasa zonas de subducção e paralelas a fossas abissais, designam-se por arcos insulares. Geralmente,estes alinhamentos de ilhas são encurvados e por isso tomaram o nome de arcos.

Para compreender os arcos insulares (como o das Marianas ou o das Aleutas) e a intensasismicidade dessas zonas, é necessário compreender o que se passa nas zonas de subducçãoassociadas. O magma que é extrudido por esses vulcões resulta da fusão parcial da placasubductada e/ou da litosfera oceânica sobrejacente e os sismos moderados a fortes e intermédiosa profundos têm origem na fricção entre a placa subductada e a placa subductante.




Convergência crosta oceânica - crosta oceânica




• Convergência crosta continental - crosta continental

Quando se verifica convergência crosta continental - crosta continental, como a densidade dasrochas que constituem ambas as placas é análoga e pequena relativamente à do manto, é difícilque uma delas mergulhe sob a outra. Perante as tensões compressivas existentes, uma dasplacas tende, por vezes, a sobrepor-se à outra, verificando-se obducção.

Um bom exemplo de colisão crosta continental - crosta continental é o da Índia com a Ásia quedeu origem à cadeia montanhosa dos Himalaias. Nesta colisão, ocorrida há 50 milhões de anos,a placa euroasiática acabou por obductar a placa indiana. Após a colisão, a convergência dasplacas deu origem aos Himalaias (cujo ponto mais alto se localiza a 8 854m de altitude),obrigando também ao levantamento do planalto tibetano (cuja altitude média é de 4 600m).




A colisão entre a Índia e a Eurásia provocou a formação dos Himalaias e aelevação do planalto do Tibete.

• Convergência crosta continental - crosta continental




• Convergência crosta oceânica - crosta continental

Como a crosta oceânica é mais densa do que a crosta continental, quando há colisão a primeiratende a mergulhar por baixo da segunda, isto é, a crosta oceânica tende a ser subductada.Normalmente estabelecem-se fossas abissais nestes domínios, as quais são a expressão dessasubducção.

Ao largo da costa oeste da América do Sul existe a fossa do Perú-Chile, onde a placa de Nazcaestá a ser subductada, de forma contínua , sob a parte continental da placa sul americana.

Devido a esta colisão, a placa sul americana está a emergir na parte ocidental, com aumento dealtitude da cadeia montanhosa dos Andes. Tal provoca sismos frequentes, alguns com grandepotencial destruidor. Nalguns deste sismos verifica-se, em certas zonas, emergência continentalque, por vezes, atinge alguns metros.

Muitos dos vulcões activos na Terra localizam-se em fronteiras de placas do tipo oceano-continente.




• Convergência crosta oceânica - crosta continental




Fronteiras de placas do tipo transformante

O contacto entre duas placas pode efectuar-sesem que haja entre elas movimentos deconvergência ou de divergência, deslizandoapenas horizontalmente uma pela outra. Diz-seentão que existe uma fronteira de placastransformante, sendo o contacto efectuadoatravés de uma zona de fractura transformante.

O conceito de falha transformante foi introduzidopelo geofísico canadiano J. Tuzo Wilson. Estasfalhas ligam um rifte a outro rifte ou, menosfrequentemente, uma fossa a outra fossa ou,ainda, um rifte a uma fossa. Era este o elementoque faltava para se poderem definirconvenientemente os limites das placaslitosféricas. Nas falhas transformantes não hácriação nem consumo de crosta.




Fronteiras de placas do tipo transformante

Estas falhas transformantes são comuns nos fundosoceânicos. Frequentemente, provocam deslocação de troçosde um rifte, ficando este com aspecto zig-zagueante.Algumas destas zonas transformantes têm centenas amilhares de quilómetros de comprimento e por vezes têm aexpressão morfológica de vales que, embora raramente,chegam a atingir 8 000m de profundidade.Algumas falhas transformantes ocorrem em terra, comoacontece, por exemplo, com a falha de Santo André, naCalifórnia, a qual efectua a ligação entre a Crista do PacíficoOriental (uma fronteira divergente de placas) com a CristaGorda Sul / Juan de Fuca / Explorer (outra fronteiradivergente de placas).A zona de fractura de Santo André tem cerca de 1 300km decomprimento e, nalguns lugares, dezenas de quilómetros delargura, afectando aproximadamente dois terços da extensãoda Califórnia. Esta falha transformante constitui umafronteira de placas, onde, desde há 10 milhões de anos, asplacas Pacífica e Norte-Americana deslizam horizontalmenteuma pela outra à razão de cerca de 5cm/ano.

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