Sismologia 2

Dinâmica e Eng. Sísmica – Os Sismos (parte 2)
Autor: Prof. João Braga
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Tipos de Ondas Sísmicas
Quando ocorre um sismo, parte da energia propaga-se através do meio sob forma de ondas
volúmicas, e a parte restante da energia desloca-se ao longo da superfície sob a forma de
ondas superficiais.
 Ondas volúmicas
Tal 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 das
ondas sísmicas decresce com inverso da distância à fonte.
Para além disso, a superfície definida como aquela em que todos os pontos se encontram no
mesmo estado de vibração (i.e. estão em fase) designa-se por frente de onda. Para pequenas
distâncias à fonte, a frente de onda tem forma esférica. Contudo, com o aumento da distância
à fonte, a frente de onda torna-se progressivamente mais plana, de tal modo que, para
grandes distâncias, se pode fazer a aproximação de que a dita frente de onda é uma onda
plana. Por analogia ao caso da óptica, a direcção perpendicular à frente de onda designa-se
por raio sísmico.
As ondas sísmicas volúmicas (quer as compressivas, quer as de corte) têm, na origem, vasta
gama de frequências. Todavia, devido à atenuação durante a propagação, as mais
pronunciadas têm frequências entre 0,5 e 20 Hertz.

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Ondas volúmicas
Ondas P (primárias) – Mais rápidas, são ondas do tipo compressivo, ou seja, que causam
alternadamente 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 sólidos
como 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 propagação
reduz-se bastante. Por exemplo, na água, a velocidade das ondas P é de apenas cerca de
1,5km/s, e no ar de cerca de 350 m/s. Não são tão destrutivas como as ondas S ou as ondas de
superfície que se lhes seguem.
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1
3
4 K
VP
K – módulo de compressibilidade
ρ – massa volúmica
μ - rigidez do meio atravessado

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Ondas volúmicas

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Ondas volúmicas
Ondas S (secundárias) – É registada em segundo lugar nas estações sismográficas, e consiste
numa 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 de
corte). 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 e
para baixo" e que, por isso, os elementos adjacentes do meio sofram variações de forma, que
alternam 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 é
menor do que a das ondas P. Nos granitos, por exemplo, é de cerca de 3km/s.
2
1
SV μ – rigidez
ρ – massa volúmica do meio

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Ondas volúmicas

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 Ondas superficiais
Uma perturbação exercida na superfície livre de um meio propaga-se, a partir da fonte, sob a
forma de ondas sísmicas superficiais. Existem duas categorias de ondas superficiais, as ondas
R (de Rayleigh) e as ondas L (de Love), que se distinguem entre si pelo tipo de movimento que
as partículas descrevem na frente de onda.
As ondas superficiais deslocam-se a menor velocidade do que as ondas volúmicas. Em
geral, as ondas L têm maior velocidade do que as ondas R.
As ondas sísmicas superficiais têm uma gama alargada de frequências, mas inferiores às das
ondas volúmicas. Normalmente, as frequências das ondas superficiais são inferiores a 1
Hertz, 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 distância
ao epicentro, pelo que são responsáveis pelos sismos afastados com máxima amplitude de
oscilação.

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Ondas superficiais
Ondas R (de Rayleigh) – O movimento das partículas na frente de onda de uma onda de Rayleigh
está polarizado no plano vertical e pode ser visualizado como uma combinação de vibrações do
tipo P e S, sendo o resultado das interferências entre os dois tipos de ondas. O movimento das
partículas individuais descreve uma elipse retrógrada alinhada no plano vertical.
Estas ondas provocam vibração no sentido contrário à propagação da onda, ou seja, um
movimento de rolamento (descrevem uma órbita elíptica), e a sua amplitude diminui
rapidamente com a profundidade.
Tal como nas ondas do mar, o deslocamento das partículas não está confinado apenas à
superfície livre do meio, sendo as partículas abaixo desta também afectadas pela passagem da
onda. Num semi-espaço homogéneo, a amplitude do movimento das partículas decresce
exponencialmente com o aumento da profundidade. Ondas com comprimento de onda l têm
uma profundidade de penetração característica de 0.4 l.
Teoricamente, a velocidade das ondas de Rayleigh é igual a 0,9194 da velocidade das ondas
S, verificando-se na realidade, quando ocorre um sismo, que esta relação está correcta.

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Ondas Rayleigh

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Ondas superficiais
Ondas L (de Love) - O movimento das partículas, nas ondas L (de Love), processa-se apenas no
plano horizontal. Um ponto da superfície vibra horizontalmente à passagem das ondas, na
direcção perpendicular à direcção de propagação.
Este tipo de ondas produz cisalhamento horizontal do solo e a sua energia é obrigada a
permanecer 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 que
as ondas de Rayleigh. São ondas cisalhantes altamente destrutivas.

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Complexidade das Ondas Sísmicas
Como os vários tipos de ondas que se produzem quando ocorre um sismo têm velocidades
e frequências diferentes, em áreas afastadas da região epicentral é possível observar que as
ondas estão organizadas em grupos. Todavia, próximo da área de geração, não há tempo
suficiente para esta segregação em trens de ondas distintas, pelo que a movimentação das
partículas induzida simultaneamente por diferentes tipos de ondas pode ser extremamente
complexa (provocando grandes destruições).
Por outro lado, ao propagar-se em diferentes tipos de rochas e à superfície, atravessando
zonas de descontinuidade estrutural, as ondas são sujeitas, muitas vezes, a fenómenos de
reflexão e de refracção, o que pode conduzir a amplificação das ondas
e, consequentemente, aumento do seu potencial de destruição. A situação complica-se
ainda mais porque a propagação das ondas é afectada pela atitude do plano de rotura, o
que pode conduzir a concentração de energia em certas direcções.
Por outro lado, a complexidade do estudo das ondas sísmicas é ainda acentuada pelo facto
do tipo e condições do solo, bem como a topografia, poderem provocar amplificação ou
redução das ondas sísmicas em locais específicos.

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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, vasta
gama de frequências. Todavia, devido à atenuação durante a propagação, as mais
pronunciadas têm frequências entre 0,5 e 20 Hertz. As ondas superficiais
têm, geralmente, frequências menores do que as ondas volúmicas, tipicamente inferiores a
1 Hertz.
Os edifícios têm frequências naturais de vibração específicas. As frequências naturais de
vibração 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 certos
edifícios, estes podem entrar em ressonância e ser gravemente danificados ou destruídos.
No entanto, as ondas com frequências elevadas sofrem atenuação mais rápida com o
aumento de distância à zona epicentral do que as ondas com frequências mais baixas. Por
essa razão, a distâncias relativamente grandes do epicentro (da ordem de 100km), os
edifícios altos podem ser bastante mais danificados do que os baixos. As construções baixas
são mais sensíveis às vibrações sísmicas quando se localizam próximo do local onde o sismo
foi gerado.

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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 qual
também tem uma ligeira descontinuidade na separação entre a litosfera e a
astenosfera, onde há uma refracção e variação da velocidade de propagação das
ondas sísmicas.
Por sua vez, a descontinuidade de Gutemberg faz a separação entre o manto
inferior 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 o
núcleo interno, sendo este último sólido.

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Tectónica de Placas
Em termos geológicos uma placa é uma grande massa rochosa, rígida, no estado sólido. O termo
tectónica vem do grego e significa formar ou construir. A junção destes dois termos, isto é, a
tectónica 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 Terra
está fragmentada numa dúzia ou mais de grandes e pequenas placas que se movem
relativamente umas às outras, sobre um material viscoso, mais quente. Por essa razão utiliza-se
também, 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.

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Existem três tipos principais de fronteiras entre placas tectónicas:
• Fronteiras divergentes – são zonas de contacto em que as placas se estão a afastar uma da
outra, e onde está a ser gerada nova crosta oceânica.
• Fronteiras convergentes – zonas de aproximação entre as duas placas, onde a crosta
oceânica 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.

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Tipos principais de fronteiras de placas

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Fronteiras de placas do tipo divergente
As fronteiras divergentes ocorrem nos riftes onde nova crosta está a ser criada a partir de
magma 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. Esta
cadeia montanhosa submarina, que se estende do oceano Ártico até uma zona ao largo do
extremo meridional de África, é apenas um segmento da crista média oceânica global que
percorre 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 se
prolonga por muitos milhões de anos, é responsável por movimentações das placas tectónicas
que atingem vários milhares de km.
Foi esta expansão oceânica que, durante os últimos 100 a 200 milhões de anos, fez com que o
estreito golfo que existia inicialmente entre a Europa, a África e as Américas se convertesse no
actual oceano Atlântico.
A crista média atlântica sai do domínio submerso e atinge expressão francamente subaérea no
arquipélago dos Açores e na Islândia.

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A crista média atlântica divide a Islândia. Com
triângulos vermelhos estão assinalados alguns
dos vulcões activos islandeses.

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Efectivamente, a parte ocidental da Islândia está na placa americana, enquanto a parte
oriental pertence à placa euro-asiática. Como tal, esta região é um laboratório natural
onde os investigadores podem estudar mais facilmente os processos relacionados com a
expansão oceânica e a divergência de placas.
As consequências do movimento das placas são facilmente observáveis na zona do
vulcão Krafla, no nordeste da Islândia. Nesta zona, no período de alguns meses, é
possível 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 foram
acompanhados por actividade vulcânica. Normalmente, o solo eleva-se, de modo
gradual, de 1 a 2m e, posteriormente, de forma abrupta, subside, o que denuncia uma
erupção eminente. Entre 1975 e 1984 estes deslocamentos totalizaram cerca de 7
metros.

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Na África Oriental, os processos de
expansão oceânica conduziram já á
separação da Arábia Saudita do restante
continente africano, constituindo-se o Mar
Vermelho. Aqui, está em criação uma nova
fronteira divergente de
placas, materializada pela zona do Rifte
Este Africano. Poderá ser aqui que se abrirá
um novo grande oceano da
Terra, transformando a região do "corno de
África" numa ilha. Poderá ser assim que o
oceano Atlântico se começou a formar há
cerca de 200 milhões de anos.
As fronteiras de placas formam um ponto
triplo, na zona onde o Mar Vermelho
conflui com o Golfo de Aden. Na
realidade, a placa da Arábia e as placas da
Núbia e da Somália (que fazem parte da
África) estão-se a afastar umas das
outras, isto é, do ponto triplo existente na
zona de Afar.

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O vulcão activo de Oldoinyo Lengai, na zona
dos riftes este-africanos, onde a África está
a ser fracturada pelos processos de
tectónica de placas, separando uma nova
placa, a placa somali, do resto da
África, constituída pela placa núbia.
Cratera do Erta Ale, na Etiópia, um
dos vulcões activos da zona do rifte
este africano, fotografado em
Fevereiro de 1994. Os dois
vulcanólogos de fato vermelho que
estão no bordo da cratera
proporcionam uma boa escala. A cor
vermelha no interior da cratera
corresponde a lava fundida
emergindo através da lava
solidificada, negra.

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Fronteiras de placas do tipo convergente
Nos riftes está continuamente a ser criada nova crosta oceânica. Nos início da década de 1960
este processo foi aproveitado por alguns investigadores para "comprovar" que o afastamento
dos 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 defensores
não conseguiam explicar de forma convincente qual seria o mecanismo geológico que poderia
provocar tal expansão. A maior parte dos geólogos continuava a acreditar que a Terra pouco
tinha variado de volume desde a sua formação há 4,6 biliões de anos. No entanto, também estes
não conseguiam explicar como é que a Terra não aumentava de volume se havia nova crosta
terrestre a ser continuamente criada nas zonas dos riftes.
Este problema acabou por ser resolvido por Harry H. Hess (geólogo da Princeton University) e
por Robert S. Dietz (do U.S. Coast and Geodetic Survey): se há nova crosta que está a ser criada
nos 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 de
reciclagem da crosta oceânica, com criação de nova crosta numas zonas e consumo de antiga
noutras, sem existir variação de volume da Terra. Esta teoria permite também explicar porque é
que as rochas do fundo oceânico têm idade bastante menor do que, em geral, as rochas
continentais.

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As zonas de subducção, a que as fossas estão associadas, constituem fronteiras de placas
do tipo convergente. Todavia, nem em todas as fronteiras do tipo convergente existe
subducção. O tipo de convergência depende do tipo de litosfera envolvida.
Como esta convergência pode ocorrer entre duas placas com crosta oceânica, uma placa
com crosta oceânica e outra com crosta continental, ou entre duas placas com crosta
continental, existem três tipo principais de convergência.
• Convergente continente-continente
• Convergente oceânica-oceânica
• Convergente oceânica-continente

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• 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 ilhas
Marianas (um arco insular), corresponde a uma zona de subducção.
A subducção resultante da convergência crosta oceânica - crosta oceânica também provoca o
aparecimento de vulcanismo. As escoadas lávicas e os tephra emitidos durante milhões de anos
por um vulcão fazem com que este, por vezes, atinja expressão sub-aérea (isto é, "saia" de água e
se transforme numa ilha vulcânica). Estas cadeias de vulcões formando ilhas alinhadas, associadas
a 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 intensa
sismicidade dessas zonas, é necessário compreender o que se passa nas zonas de subducção
associadas. O magma que é extrudido por esses vulcões resulta da fusão parcial da placa
subductada e/ou da litosfera oceânica sobrejacente e os sismos moderados a fortes e intermédios
a profundos têm origem na fricção entre a placa subductada e a placa subductante.

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Convergência crosta oceânica - crosta oceânica

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• Convergência crosta continental - crosta continental
Quando se verifica convergência crosta continental - crosta continental, como a densidade das
rochas que constituem ambas as placas é análoga e pequena relativamente à do manto, é difícil
que uma delas mergulhe sob a outra. Perante as tensões compressivas existentes, uma das
placas 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 que
deu 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 das
placas 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).

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A colisão entre a Índia e a Eurásia provocou a formação dos Himalaias e a
elevação do planalto do Tibete.
• Convergência crosta continental - crosta continental

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• Convergência crosta oceânica - crosta continental
Como a crosta oceânica é mais densa do que a crosta continental, quando há colisão a primeira
tende 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 dessa
subducção.
Ao largo da costa oeste da América do Sul existe a fossa do Perú-Chile, onde a placa de Nazca
está 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 de
altitude da cadeia montanhosa dos Andes. Tal provoca sismos frequentes, alguns com grande
potencial destruidor. Nalguns deste sismos verifica-se, em certas zonas, emergência continental
que, por vezes, atinge alguns metros.
Muitos dos vulcões activos na Terra localizam-se em fronteiras de placas do tipo oceano-
continente.

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• Convergência crosta oceânica - crosta continental

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Fronteiras de placas do tipo transformante
O contacto entre duas placas pode efectuar-se
sem que haja entre elas movimentos de
convergência ou de divergência, deslizando
apenas horizontalmente uma pela outra. Diz-se
então que existe uma fronteira de placas
transformante, sendo o contacto efectuado
através de uma zona de fractura transformante.
O conceito de falha transformante foi introduzido
pelo geofísico canadiano J. Tuzo Wilson. Estas
falhas ligam um rifte a outro rifte ou, menos
frequentemente, uma fossa a outra fossa ou,
ainda, um rifte a uma fossa. Era este o elemento
que faltava para se poderem definir
convenientemente os limites das placas
litosféricas. Nas falhas transformantes não há
criação nem consumo de crosta.

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Fronteiras de placas do tipo transformante
Estas falhas transformantes são comuns nos fundos
oceânicos. Frequentemente, provocam deslocação de troços
de um rifte, ficando este com aspecto zig-zagueante.
Algumas destas zonas transformantes têm centenas a
milhares de quilómetros de comprimento e por vezes têm a
expressão morfológica de vales que, embora raramente,
chegam a atingir 8 000m de profundidade.
Algumas falhas transformantes ocorrem em terra, como
acontece, por exemplo, com a falha de Santo André, na
Califórnia, a qual efectua a ligação entre a Crista do Pacífico
Oriental (uma fronteira divergente de placas) com a Crista
Gorda Sul / Juan de Fuca / Explorer (outra fronteira
divergente de placas).
A zona de fractura de Santo André tem cerca de 1 300km de
comprimento e, nalguns lugares, dezenas de quilómetros de
largura, afectando aproximadamente dois terços da extensão
da Califórnia. Esta falha transformante constitui uma
fronteira de placas, onde, desde há 10 milhões de anos, as
placas Pacífica e Norte-Americana deslizam horizontalmente
uma pela outra à razão de cerca de 5cm/ano.

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