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APOSTILA DE MÉTODOS SÍSMICOS

PROFESSOR ADALBERTO

GEÓLOGO E GEOFÍSICO


1 Sismologia no Estudo do Interior da Terra 1.1 Sismologia de Terremotos e a Sismicidade da Terra Sismicidade é um termo relacionado com terremotos e vulcanismos que são manifestações interligadas da natureza geológica, demonstrando inequivocamente, mais do que qualquer outro fenômeno natural, o caráter dinâmico da Terra. A Litosfera se movimenta provocando o aparecimento de vulcões e terremotos. Na Figura 2.1.1, em amarelo é a representação de vulcões e em vermelho é a representação de terremotos. Estas representações de cores na Figura 2.1.1 marcam os limites das placas tectônicas litosféricas.

Figura 2.1.1 – Fonte: Teixeira e outros (2003)


Análises sismológicas são feitas a partir do monitoramento dos tempos de chegada, decorrentes da propagação das ondas elásticas ou acústicas (sonoras) geradas por terremotos e, mais recentemente, geradas por explosões atômicas. A ruptura e a movimentação relativa da Litosfera, que ocorrem durante um terremoto, liberam grande quantidade de energia, gerando ondas sísmicas que se propagam a partir do epicentro do terremoto e são registradas por aparelhos denominados sismógrafos, que são colocados em vários laboratórios sismológicos espalhados estrategicamente ao redor do globo terrestre. Informações a respeito da estrutura e da composição do interior da Terra, por onde as ondas sísmicas propagam podem ser deduzidas dos dados registrados nestes sismógrafos. Isto somente é possível pelo fato de que o interior da Terra se comporta como um meio acamado heterogêneo, para um modelo que é ao mesmo tempo concêntrico e de grandes proporções. Análises de milhares de terremotos durante muitas décadas possibilitaram construir curvas tempo – distâncias das ondas sísmicas refletidas e refratadas no interior da Terra. Modelos interpretativos de grande escala, geológicos – geofísicos, foram derivados e deduzidos a partir da sismologia de terremotos, permitindo o reconhecimento das subdivisões mais marcantes do interior da Terra, qual seja Crosta, Manto e Núcleo (Figura 2.1.2). A Crosta, por estar fora de escala, pelo fato de ser tão fina quando comparadas com a dimensão do Manto e do Núcleo, não está representada na Figura 2.1.2.

Figura 2.1.2 – Fonte: Teixeira e Outros (2003)


1.2 Teoria da elasticidade

1.2.1

Definição de elasticidade

Elasticidade é a propriedade que apresenta uma determinada substância de resistir às mudanças de tamanho e de forma; deformando-se, quando uma força externa lhe é aplicada e retornando a forma e ao tamanho inicial, quando a força externa é retirada. Muitas substâncias, incluindo as rochas, podem ser consideradas perfeitamente elásticas para pequenas deformações, como aquelas decorrentes da propagação de ondas sísmicas, exceto nas proximidades do epicentro do terremoto. Fluidos, por outro lado, são resistentes as mudanças de volume, mas não de forma. A relação entre a força aplicada e a variação de forma e tamanho é expressa em termos de tensão (stress) e deformação (strain).

1.2.1.1

Tensão ou stress

É definido como sendo força por unidade de área, equivalente a uma pressão. Se a força é aplicada perpendicularmente à área, a tensão é dita normal (stress normal). Quando a força é aplicada tangencialmente à área, a tensão é dita cisalhante (stress cisalhante).

z b

a zx c

yx xx x Figura 2.2.1 – Fonte: Georges Pavie (2000)

y


Tomando um pequeno elemento de volume (Figura 2.2.1), as tensões atuantes nas seis faces do elemento podem ser descritas em termos das tensões normais e cisalhantes, formando nove componentes no total. Utiliza-se a terminologia xy para tensão cisalhante, que representa um esforço de cisalhamento aplicado na direção do eixo x, no plano y perpendicular ao eixo x. Tensões cisalhantes também são descritas na literatura com a letra  (tau). Por outro lado, tensões normais são descritas com subscritos iguais (xx, yy e zz). Quando o meio está em equilíbrio estático, as forças estão balanceadas. Isto significa que as nove componentes da tensão, com relação aos eixos x, y e z devem ser iguais e opostas.

1.2.1.2

Deformação ou strein

É uma mudança de forma e/ou tamanho de um corpo elástico submetido a tensões (stress). Chamaremos deformações normais àquelas que provocam variações no comprimento dos lados do elemento de volume (variação de tamanho) e deformações cisalhantes àquelas que provocam variações no ângulo reto dos vértices do elemento (variações de forma), tomadas em relação aos eixos x, y e z, formando também nove componentes no total. As deformações são variações relativas com relação às distâncias entre faces paralelas do elemento de volume a, b ou c correspondentes, ou seja, são adimensionais.

Deformações normais:

 xx 

x y z ,  yy  ,  zz  a b c

(2.2.1)

Onde x, y e z na equação (2.2.1) representam variações no comprimento dos lados do elemento de volume respectivamente com respeito aos eixos x, y e z. Se, por exemplo, x for aplicado a todos os vértices do elemento de volume, o mesmo apenas sofre um deslocamento no eixo x (translação) e neste caso não existe deformação.

Deformações cisalhantes:

 xy   yx 

y x  a b

(2.2.2)


Neste caso

y na equação (2.2.2) representa a tangente do ângulo anti-horário em a

relação ao eixo x gerado pela aplicação de yx e

x a tangente do ângulo horário em b

relação ao eixo y gerado pela aplicação de xy. O mesmo pode ser estendido nas equações (2.2.3) e (2.2.4):

 yz   zy 

 y z  c b

(2.2.3)

 zx   xz 

z x  a c

(2.2.4)

1.2.2

Lei de Hook

Descreve as relações entre tensão e deformação, ou seja, entre stress e strain, quando as deformações são pequenas. Neste caso, as deformações seriam diretamente proporcionais às tensões aplicadas. A deformação total é a soma de deformações provocadas por tensões individuais. As relações complicadas da lei de Hook tomam uma forma mais simples quando o meio é isotrópico, isto é, as propriedades do meio não dependem da direção considerada. Neste caso, temos:

 xx    xx   yy   zz   2 xx  yy    xx   yy   zz   2  yy

(2.2.5)

 zz    xx   yy   zz   2 zz

 xy   xy ,  yx   yx

 xz   xz ,  zx   zx  yz   yz ,  zy   zy

(2.2.6)


As equações (2.2.5) implicam em que uma tensão normal numa direção pode gerar tensões em outras direções. As equações (2.2.6) implicam em que uma tensão de cisalhamento produz apenas uma deformação de cisalhamento. Os parâmetros  e  são as conhecidas constantes de Lamé. A constante  representa o parâmetro responsável pela transmissão homogênea de esforços. A constante  representa uma resistência à deformação de cisalhamento sendo referida como módulo de rigidez ou módulo de cisalhamento. Quanto maior  menor a deformação por cisalhamento.

1.2.3

Módulo de Young e Razão de Poisson

Outras constantes elásticas do meio são obtidas das constantes de Lamé. Estas constantes são definidas como módulo de Young (E) e razão de Poisson () na equação (2.2.7).

E

  yy   zz  xx  3  2    ,     xx   xx  xx 2   

(2.2.7)

O negativo é para tornar a razão de Poisson positiva.

1.2.4

Módulo de Bulk

Considerando um meio submetido apenas à pressão hidrostática p, então k é a razão entre a pressão e a dilatação, denominada módulo de compressibilidade (bulk módulus) dada pela equação (2.2.8):

k

 xx

p 3  2    yy   zz 3

(2.2.8)

Em decorrência das ondas sísmicas dependerem diretamente das propriedades elásticas do meio físico por elas atravessado, é possível deduzir suas velocidades a partir do estudo da teoria da elasticidade das rochas. Conhecendo com boa aproximação as


velocidades e determinando com precisão os tempos de chegada é possível reconstruir o caminho aproximado da reflexão e da refração sísmica em um meio acamado (caminho do raio).

1.3 Ondas sísmicas e suas velocidades As ondas sísmicas são de dois tipos, conhecidas como ondas de corpo e ondas superficiais, de acordo com as Figuras 2.3.1 e 2.3.2 respectivamente.

1.3.1

Ondas de corpo

São aquelas que se propagam em direção ao interior da Terra e, portanto, são as mais importantes para o estudo da sua composição e estrutura interna. Elas são de dois subtipos: onda compressional ou primária – P (Figura 2.3.1 A) e onda transversal ou secundária – S (Figura 2.3.1 B).

Figura 2.3.1 – Fonte: Bolt (1982)


As ondas P são as que trafegam mais rápido pelo interior da Terra. Sua movimentação é no mesmo sentido da propagação da onda, por compressões e distensões, sendo sua velocidade de propagação obtida através da equação (2.3.1).

K  4 Vp 

3 

  2 

(2.3.1)

As ondas S trafegam através do interior da Terra de tal forma que o movimento da onda é transversal ao sentido de propagação. A relação que expressa sua velocidade está de acordo com a equação (2.3.2):

Vs 

E 1   21   

 

(2.3.2)

Por consequência a razão entre as velocidades está de acordo com a equação (2.3.3),

Vp Vs

K 4    3

1   1  2

  2 

 é densidade K é módulo de Bulk ou resistência a deformação

 é módulo de rigidez ou de cisalhamento (igual à zero no meio líquido) E é módulo de Young ou de elasticidade

 é razão de Poisson

(2.3.3)


1.3.2

Ondas de superfície

Dentro de um meio infinito homogêneo e isotrópico somente ondas P e S existem. Contudo se o meio não é infinito, outros tipos de ondas são gerados. Estas ondas ficam confinadas na proximidade da superfície, conhecidas como ondas superficiais. Ondas de superfície são, portanto, aquelas que só conseguem propagar próximas à superfície, pois sua energia decai exponencialmente (de forma rápida) com a profundidade. São elas de dois subtipos: 

A onda Rayleigh é a principal onda sísmica de superfície (Figura 2.3.2 A), que têm como principal característica seu movimento elíptico e retrógrado no sentido da propagação da onda. Esta onda viaja ao longo da superfície da Terra e envolve a combinação de movimentações longitudinal e transversal. A velocidade da onda Rayleigh depende das constantes elásticas próximas à superfície, mas é sempre menor que a velocidade das ondas S.

Outro tipo de onda de superfície é a onda Love (Figura 2.3.2 B) que pode envolver movimentação paralela ou transversal à superfície do solo. A onda Love possui velocidade menor que as ondas S. As ondas Love não têm importância na exploração sísmica pelo fato das fontes sísmicas artificiais não terem energia suficiente para gerálas.

Figura 2.3.2 – Fonte: Bolt (1982)


Por suas características peculiares, as ondas superficiais são as mais perigosas e devastadoras para o ser humano durante um terremoto, sendo as ondas Love as mais destrutivas. Elas causam grandes estragos e prejuízos para o meio ambiente, já que trafegam próximas à superfície com grande energia, movimentando o solo em várias direções e gerando esforços enormes sobre construções e edificações.

1.3.3

Fatores que afetam a velocidade das ondas sísmicas

A velocidade da onda P em um meio sólido e homogêneo é função somente das constantes elásticas e da densidade. Analisando a expressão matemática para a velocidade da onda P, vemos que

V p decresce com o aumento da densidade. Levando em

consideração que as rochas são moderadamente compressivas; tendo assumido uma independência dos parâmetros elásticos com a pressão; a velocidade da onda P diminuiria com a profundidade de soterramento, o que na realidade não ocorre. No caso das rochas sedimentares, pelo fato da estrutura ser do tipo granular e por possuir vazios entre os grãos, a velocidade da onda P difere da dos sólidos homogêneos. Estes vazios determinam à porosidade da rocha, e assim a porosidade é um fator importante na determinação da velocidade das ondas sísmicas nas rochas sedimentares. Além disto, estes vazios são preenchidos por fluidos, cujas constantes elásticas e densidades afetam a velocidade nestes tipos de rochas. Na exploração de petróleo consideramos geralmente 3 tipos de fluidos preenchendo o meio poroso da rocha: água, óleo e gás. O óleo é levemente mais compressível do que a água e o gás muito superior aos outros dois. Neste caso, rochas preenchidas por gás, por exemplo, possuem velocidades sísmicas inferiores as rochas preenchidas por óleo ou água. Valores medidos em laboratório demonstram grande variação da velocidade de ondas sísmicas para diversos tipos de materiais rochosos (Tabela 2.3.1), mesmo considerando rochas formadas por um único tipo de mineral como no caso dos arenitos (quartzo) e dos calcários (calcita).


Tabela 2.3.1 – Fonte: Kearey et all (2009)

O fluido no espaço poroso está sob pressão que usualmente é diferente da pressão relacionada com o peso das rochas sobrepostas (overburden). As mudanças na pressão de fluido provocam variações na porosidade, devido ao colapso dos poros. A equação (2.3.4), empírica do tempo médio é muito utilizada para relacionar a porosidade () com a velocidade (V):

1 1       V Vm Vf

(2.3.4)


Onde: Vf é a velocidade da onda sísmica no fluido e Vm a velocidade na matriz. A razão 1/V é o tempo de transito por unidade de comprimento de uma rocha sedimentar preenchida por fluido e  é a porosidade.

1.4 Descontinuidade sísmica e impedância acústica

Figura 2.4.1 – Fonte: Thomas e outros (2001)

Descontinuidades sísmicas são limites existentes entre camadas com impedâncias acústicas diferentes. Impedância acústica (Figura 2.4.1), que é definida como sendo o produto da densidade da rocha pela velocidade da onda sísmica, é a propriedade física do meio, inerente ao método sísmico. Uma anomalia, no método sísmico, é o resultado de algum tipo de contraste (variação brusca) de impedância acústica (Figura 2.4.1). A partir dos contrastes de impedância acústica é possível simular a resposta de um pacote sedimentar, como consequência do emprego do método sísmico.


1.5 Disposição Concêntricas

da e

Terra a

em

Camadas

Diferenciação

por

Densidade

1.5.1

Litosfera

A Litosfera, que inclui a Crosta terrestre e o Manto litosférico, de acordo com a Figura 2.5.1b, é a camada mais externa do planeta Terra, que é litificada, ou seja: formada por rochas endurecidas. Esta camada se estende desde a superfície terrestre até a profundidade média de 150 km. A Litosfera é constituída por rochas, que são produtos geológicos consolidados. As rochas - unidades formadoras da Litosfera são formadas pela agregação natural de minerais, sendo os minerais as unidades constituintes das rochas. Na Litosfera as rochas são relativamente frias e sua viscosidade muito alta, o que as torna endurecidas ou litificadas. Por causa disso podem suportar grande carga de peso, não se deformando plasticamente.

Figura 2.5.1 – Fonte: Teixeira e outros (2003)

Devido a vários tipos de esforços e movimentação de massa vindo do interior da Terra, a Litosfera encontra-se compartimentada por falhas e fraturas profundas. Os compartimentos da Litosfera formam as placas tectônicas litosféricas (Figura 2.1.1).


1.5.1.1

Crosta terrestre

A Crosta como um todo pode ser definida como sendo a camada rochosa ou litificada, que vai da superfície terrestre até a descontinuidade sísmica descoberta por Mohorovicic e denominada de Moho ou M em sua homenagem (Figuras 2.5.1b e 2.5.2). A Crosta possui espessura muito fina quando comparada com as demais camadas internas da Terra, estando dividida em duas partes: Crosta continental e Crosta oceânica (Figura 2.5.2).

Figura 2.5.2 – Fonte: Spencer (1977)

A descontinuidade de Moho, na passagem da Crosta para o Manto, é reconhecida, ao redor da Terra, através de um pequeno incremento na velocidade das ondas P, que vai de 7,0 km/seg na Crosta para 8,0 km/seg no Manto (Figura 2.5.2).

Crosta continental: A espessura média da Crosta continental é de 35 km (Figura 2.5.2), apresentando, porém, consideráveis variações a partir desta média. As principais áreas onde ocorre desvio de espessura a partir da média localizam-se ao longo de estreitos cinturões de rochas jovens, nas


regiões montanhosas dobradas dos continentes, no encontro de placas tectônicas litosféricas. Ali, espessuras crustais da ordem de 70 km podem ser observadas (Figura 2.5.3).

Figura 2.5.3 – Fonte: Spencer (1977) Velocidades sísmicas encontradas nas porções altas dos continentes, em torno de 6,0 a 6,2 km/seg (Figura 2.5.2), correspondem às velocidades experimentais das rochas magmáticas graníticas. Neste pacote estão incluídas seções de rochas sedimentares e rochas metamórficas gnáissicas do embasamento cristalino, bem como granitos e seus equivalentes eruptivos. A Crosta continental é constituída por rochas de baixa densidade e baixo ponto de fusão. Estes materiais rochosos se separaram do Manto litosférico por diferenciações magmáticas, envolvendo também diferenças de densidade, logo após a formação do planeta, há 4,6 bilhões de anos atrás. Portanto, a Crosta continental é, em média, geologicamente muito antiga.

Figura 2.5.4 – Fonte: Teixeira e outros (2003)


A Crosta continental, além de ser mais espessa que a Crosta oceânica (Figura 2.5.2), é também quimicamente mais variada. Sua densidade média é de 2,6 g/cm3 (Figura 2.5.4).

Crosta oceânica:

A Crosta oceânica atual nasce nas cadeias meso-oceânicas (Figura 2.5.3 e 2.5.5), sendo considerada geologicamente muito jovem, não ultrapassando 300 milhões de anos. As cadeias meso-oceânicas estão relacionadas com o movimento distensivo ou divergente entre duas placas tectônicas litosféricas, onde ocorre o espalhamento do fundo oceânico (Figura 2.5.5). O fenômeno geológico de formação da Crosta oceânica atual tem sua origem nas correntes de convecção térmica. Estas correntes provocam o deslocamento simultâneo de calor e massa rochosa fundida denominada de magma, do interior para a superfície terrestre, representadas por setas na Figura 2.5.5.

Figura 2.5.5 – Fonte: Neto, Ponzi e Sichel (2004)

A espessura média da Crosta oceânica varia em torno de 10 há 15 km (Figura 2.5.2). Espessamento a partir da média ocorre nos arcos de ilha, no encontro de duas crostas oceânicas, pelo movimento convergente de placas tectônicas (Figuras 2.5.5). Na maior parte da Crosta oceânica ocorrem velocidades sísmicas em torno de 6,5 a 7,6 km/seg (Figura 2.5.2), características dos basaltos e de seus equivalentes intrusivos diabásio e gabro, a exceção da fina cobertura sedimentar. Sua densidade média é em torno de 2,80 g/cm3 (Figura 2.5.4). Seu limite inferior é evidenciado pela descontinuidade sísmica de Moho associada ao aumento na densidade das rochas do Manto litosférico subjacente.


1.5.1.2

Manto litosférico

O Manto é a camada concêntrica que começa logo abaixo da Crosta, após a descontinuidade de Moho (Figuras 2.5.1 e 2.5.2). Esta camada está dividida em duas partes: Manto superior e Manto inferior. O Manto superior inclui o Manto litosférico, a Astenosfera e a Mesosfera (Figuras 2.5.1b). O Manto litosférico é constituído por rochas solidificadas, assim como a Crosta, definindo conjuntamente com esta a Litosfera. As velocidades sísmicas provenientes de materiais do Manto litosférico, em torno de 8,0 a 8,2 km/seg (Figura 2.5.2), correspondem às velocidades experimentais das rochas ultrabásicas com densidades em torno de 3,2 g/cm3 (Figura 2.5.4), tais como dunito, peridotito e eclogito, submetidas a temperaturas e pressões elevadas. Deste modo, a composição do Manto litosférico é interpretada como sendo do tipo ultrabásica, onde as rochas possuem composição ferromagnesiana. As rochas do Manto litosférico são mineralogicamente variáveis, indicando uma camada heterogênea.

1.5.2

Astenosfera

A fronteira inferior da Litosfera localiza-se onde começa a Zona de Baixa Velocidade de Gutenberg referida como Astenosfera (Figuras 2.5.1a e 2.5.1b). A Astenosfera, com espessura média de 100 km, que vai de 150 a 250 km no interior do Manto superior (Figura 2.5.1 b), apresenta menor resistência do que a Litosfera, sendo muito mais dúctil e plástica, e por causa disto, com baixíssima viscosidade (Figura 2.5.6).

Figura 2.5.6 – Fonte: Spencer (1977)


Astenosfera se comporta como um fluido que se move lentamente com o passar do tempo geológico. Os fluxos gerados na Astenosfera são movimentados pelas correntes de convecção. Astenosfera coincide, em profundidade, com uma pronunciada mudança no gradiente de temperatura (Figura 2.5.7), indicando a presença de magma, ou seja, material rochoso em estado de fusão.

Figura 2.5.7 – Fonte: Spencer (1977)

Por ser mais quente e plástica, a Astenosfera pode acomodar estresses ou deformações. Estas mudanças nas propriedades físicas, que ocorrem na Astenosfera, são certamente de grande importância na formação e no deslocamento das Placas Tectônicas Litosféricas.

1.5.3

Mesosfera

A Mesosfera é a última camada do Manto superior. Esta é uma camada pouco conhecida, que começa abaixo da Astenosfera há 250 km e se estende até uma descontinuidade que ocorre há 800 km de profundidade (Figura 2.5.8). Nesta profundidade, a razão de crescimento das velocidades das ondas P e S diminuem com a profundidade, separando a Mesosfera do Manto inferior, de acordo com a variação de velocidades das ondas P e S como função da profundidade, determinadas por Gutenberg (Figuras 2.5.1 e 2.5.8).


Figura 2.5.8 – Fonte: Spencer (1977)

1.5.4

Manto inferior

O Manto inferior é uma camada de natureza viscosa, pouco conhecida, que se estende da Mesosfera há 800 km até a descontinuidade sísmica de Gutenberg há 2900 km de profundidade (Figuras 2.5.1 e 2.5.8).

1.5.5

Núcleo

1.5.5.1

Núcleo externo

A descontinuidade sísmica de Gutenberg entre o Manto inferior e o Núcleo externo é marcada pelo desaparecimento das ondas de cisalhamento ou ondas S há 2900 km de profundidade (Figuras 2.5.1 e 2.5.8), sugerindo um Núcleo externo líquido; μ=0 na expressão da velocidade das ondas S. A queda brusca da velocidade das ondas P nesta região (Figuras 2.5.1 e 2.5.8) tem haver também com a passagem de um Manto pastoso para um Núcleo externo líquido; μ=0 na expressão da velocidade das ondas P. Este mesmo fato é corroborado pela existência de zonas de sombra para as ondas P e S (Figura 2.5.9).


Figura 2.5.9 – Fonte: Neto, Ponzi e Sichel (2004)

Algumas Estações Sismológicas que se localizam na faixa angular de 103º a 142º com relação ao foco do terremoto (hipocentro) não acusam a chegada das ondas P (Figura 2.5.9 A). Entre a faixa angular de 103° a 180º com relação ao foco do terremoto, as Estações Sismológicas não acusam a chegada das ondas S (Figura 2.5.9 B). Estas regiões são denominadas zonas de sombra para as ondas sísmicas, cujo significado tem haver com os fortes contrastes de impedância acústica na passagem do Manto inferior para o Núcleo externo. A densidade do Núcleo externo é muito maior do que a do Manto inferior conforme deduzida de outras considerações geofísicas, como a massa total da Terra e seu momento de inércia. Estas características, de velocidade sísmica baixa e densidade alta (Figuras 2.5.1a), além de comparações outras com materiais extraterrestres com características metálicas, fornecem indicações de que o Núcleo externo, além de líquido, possa ser constituído predominantemente de ferro e níquel.

1.5.5.2

Núcleo interno

O Núcleo externo tem seu limite inferior com o Núcleo interno na descontinuidade sísmica de Lehmann, há 5100 km de profundidade (Figuras 2.5.1 e 2.5.8). Este fato é evidenciado pelo aumento na velocidade de propagação das ondas P e pelo aparecimento das ondas S (μ>0) (Figura 2.5.1 a), sugerindo um Núcleo interno sólido. Provavelmente o Núcleo interno já foi líquido nos primórdios da formação da Terra. Com o passar do tempo geológico,


porém, perdeu a maioria de seu calor, solidificando-se por resfriamento. Sua composição deve ser próxima da do Núcleo externo (ferro e níquel), porém, mais denso, contendo, provavelmente, chumbo e ouro.

1.6 Modelo Interpretativo para o Interior da Terra Baseado na Sismologia

A Figura 2.5.10 é uma representação esquemática do modelo interpretativo integrado geológico - geofísico da estrutura interna da Terra e de suas respectivas camadas concêntricas, reveladas através da sismologia de terremotos. A contribuição da sismologia para o estudo do interior da Terra resume-se, portanto, de acordo com a Figura 2.5.10, na localização das descontinuidades sísmicas, revelando, de forma inequívoca e contundente, informações a respeito da estrutura e da possível composição interna do planeta Terra, através de elaborado modelo interpretativo integrado, geológico – geofísico.

Figura 2.5.10 – Fonte: Neto, Ponzi e Sichel (2004)


A Figura 2.2.19 é uma representação esquemática do modelo interpretativo integrado geológico - geofísico da estrutura interna da Terra e de suas respectivas camadas concêntricas, reveladas através da sismologia de terremotos. A contribuição da sismologia de terremotos para o estudo do interior da Terra resume-se, portanto, de acordo com a Figura 2.2.19, na localização das descontinuidades sísmicas, revelando, de forma inequívoca e contundente, informações a respeito da estrutura e da possível composição interna do planeta Terra, através de elaborado modelo interpretativo integrado, geológico – geofísico.

2 ESTUDOS DE PRESERVAÇÃO ANBIENTAL APLICAÇÕES ÀS OBRAS DE ENGENHARIA CIVIL PESQUISA DE ÁGUA SUBTERRÂNEA


2.1 Contribuição do Método da Refração Sísmica O caminho refratado é aquele em que a onda viaja da fonte até uma interface entre duas camadas de rochas, continua viajando depois ao longo desta interface, e, portanto, aproximadamente na horizontal, retornando, por último, para a superfície (onda “headware”). Outro caminho da refração sísmica é quando a onda, ao atingir a interface entre duas camadas ela é transmitida para a camada inferior obedecendo à lei de Snell.

2.1.1 Onda “headwave” A onda refratada ou transmitida obedece à lei de Snell ou lei da refração onde

2 é o

ângulo de transmissão e p é o parâmetro do caminho do raio. Quando V 2  V1 , alcança 90% para valores

sin  1  sin  c 

V1

V2

ou

2

 c  arcsin  V1 V  .  2

Na Figura 3.3.1 a vemos uma onda P incidente no horizonte de refração. Após atingir o ângulo crítico

 c a onda caminha ao longo da interface no meio inferior. Trata-se

de uma onda “headwave”. Para valores maiores que

 c ocorre à reflexão (Figura 3.3.1 b).


Apostila de métodos sísmicos 7o pet parte 1  
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