Onda sísmica - Seismic wave

Ondas corporais e ondas superficiais
onda p e onda s do sismógrafo
Velocidade das ondas sísmicas na Terra versus profundidade. A velocidade da onda S insignificante no núcleo externo ocorre porque é líquido, enquanto no núcleo interno sólido a velocidade da onda S é diferente de zero

As ondas sísmicas são ondas de energia que viajam pelas camadas da Terra e são o resultado de terremotos , erupções vulcânicas , movimento do magma, grandes deslizamentos de terra e grandes explosões feitas pelo homem que emitem energia acústica de baixa frequência. Muitas outras fontes naturais e antropogênicas criam ondas de baixa amplitude comumente chamadas de vibrações ambientais . As ondas sísmicas são estudadas por geofísicos chamados sismólogos . Os campos de ondas sísmicas são registrados por um sismômetro , hidrofone (na água) ou acelerômetro .

A velocidade de propagação das ondas sísmicas depende da densidade e elasticidade do meio, bem como do tipo de onda. A velocidade tende a aumentar com a profundidade através da crosta e manto da Terra , mas cai drasticamente indo do manto para o núcleo externo .

Terremotos criam tipos distintos de ondas com velocidades diferentes; ao chegar aos observatórios sísmicos, seus diferentes tempos de viagem ajudam os cientistas a localizar a fonte do hipocentro . Em geofísica, a refração ou reflexão de ondas sísmicas é usada para pesquisas sobre a estrutura do interior da Terra , e vibrações feitas pelo homem são frequentemente geradas para investigar estruturas subterrâneas rasas.

Tipos

Entre os muitos tipos de ondas sísmicas, pode-se fazer uma ampla distinção entre ondas corporais , que viajam pela Terra, e ondas de superfície , que viajam pela superfície da Terra.

Existem outros modos de propagação de ondas além dos descritos neste artigo; embora de importância comparativamente menor para as ondas terrestres, elas são importantes no caso da asteroseismologia .

  • As ondas corporais viajam pelo interior da Terra.
  • As ondas da superfície viajam pela superfície. As ondas de superfície decaem mais lentamente com a distância do que as ondas corporais que viajam em três dimensões.
  • O movimento das partículas das ondas de superfície é maior do que o das ondas do corpo, portanto as ondas de superfície tendem a causar mais danos.

Ondas corporais

As ondas corporais viajam pelo interior da Terra ao longo de caminhos controlados pelas propriedades do material em termos de densidade e módulo (rigidez). A densidade e o módulo, por sua vez, variam de acordo com a temperatura, composição e fase do material. Este efeito se assemelha à refração das ondas de luz . Dois tipos de movimento de partículas resultam em dois tipos de ondas corporais: ondas primárias e secundárias .

Ondas primárias

As ondas primárias (ondas P) são ondas compressivas de natureza longitudinal . As ondas P são ondas de pressão que viajam mais rápido do que outras ondas através da terra para chegar primeiro às estações sismográficas, daí o nome "Primário". Estas ondas pode viajar através de qualquer tipo de material, incluindo fluidos, e pode viajar cerca de 1,7 vezes mais depressa do que as ondas S . No ar, eles assumem a forma de ondas sonoras, portanto, viajam na velocidade do som . As velocidades típicas são 330 m / s no ar, 1450 m / s na água e cerca de 5000 m / s no granito .

Ondas secundárias

As ondas secundárias (ondas S) são ondas de cisalhamento de natureza transversal . Após um evento de terremoto, as ondas S chegam às estações sismográficas após as ondas P de movimento mais rápido e deslocam o solo perpendicularmente à direção de propagação. Dependendo da direção de propagação, a onda pode assumir diferentes características de superfície; por exemplo, no caso de ondas S polarizadas horizontalmente, o solo se move alternadamente para um lado e depois para o outro. As ondas S podem viajar apenas através de sólidos, uma vez que os fluidos (líquidos e gases) não suportam tensões de cisalhamento. As ondas S são mais lentas do que as ondas P e as velocidades são normalmente cerca de 60% das ondas P em qualquer material. As ondas de cisalhamento não podem viajar através de nenhum meio líquido, então a ausência da onda S no núcleo externo da Terra sugere um estado líquido.

Ondas de superfície

As ondas sísmicas de superfície viajam ao longo da superfície da Terra. Eles podem ser classificados como uma forma de ondas de superfície mecânicas . Elas são chamadas de ondas de superfície, pois diminuem à medida que se distanciam da superfície. Eles viajam mais lentamente do que as ondas sísmicas do corpo (P e S). Em grandes terremotos, as ondas de superfície podem ter uma amplitude de vários centímetros.

Ondas Rayleigh

As ondas Rayleigh, também chamadas de rolagem no solo, são ondas de superfície que viajam como ondulações com movimentos semelhantes aos das ondas na superfície da água (observe, no entanto, que o movimento das partículas associadas em profundidades rasas é retrógrado e que a força restauradora em Rayleigh e em outras ondas sísmicas é elástica, não gravitacional como para ondas de água). A existência dessas ondas foi prevista por John William Strutt, Lord Rayleigh , em 1885. Elas são mais lentas que as ondas corporais, cerca de 90% da velocidade das ondas S para meios elásticos homogêneos típicos. Em um meio em camadas (como a crosta e o manto superior ), a velocidade das ondas de Rayleigh depende de sua frequência e comprimento de onda. Veja também ondas de Lamb .

Ondas de amor

As ondas de amor são ondas de cisalhamento horizontalmente polarizadas ( ondas SH), existindo apenas na presença de um meio semi-infinito sobreposto por uma camada superior de espessura finita. Eles têm o nome de AEH Love , um matemático britânico que criou um modelo matemático das ondas em 1911. Eles geralmente viajam um pouco mais rápido do que as ondas Rayleigh, cerca de 90% da velocidade da onda S e têm a maior amplitude.

Ondas Stoneley

Uma onda de Stoneley é um tipo de onda de limite (ou onda de interface) que se propaga ao longo de um limite sólido-fluido ou, sob condições específicas, também ao longo de um limite sólido-sólido. As amplitudes das ondas de Stoneley têm seus valores máximos na fronteira entre os dois meios de contato e decaem exponencialmente em direção à profundidade de cada um deles. Essas ondas podem ser geradas ao longo das paredes de um poço cheio de fluido , sendo uma fonte importante de ruído coerente em perfis sísmicos verticais (VSP) e constituindo o componente de baixa frequência da fonte em perfilagem sônica . A equação para as ondas de Stoneley foi dada pela primeira vez pelo Dr. Robert Stoneley (1894–1976), Professor Emérito de Sismologia, Cambridge.

Modos normais

O sentido de movimento para oscilação toroidal 0 T 1 por dois momentos de tempo.
O esquema de movimento para oscilação esferoidal 0 S 2. As linhas tracejadas fornecem linhas nodais (zero). As setas dão a sensação de movimento.

As oscilações livres da Terra são ondas estacionárias , o resultado da interferência entre duas ondas de superfície que viajam em direções opostas. Interferência de ondas de Rayleigh resultados em oscilação esferoidal S enquanto interferência de ondas de Love dá toroidal oscilação T . Os modos de oscilação são especificados por três números, por exemplo, n S l m , onde l é o número de ordem angular (ou grau de harmônico esférico , consulte Harmônicos esféricos para mais detalhes). O número m é o número de ordem azimutal. Pode assumir valores de 2 l +1 de - l a + l . O número n é o número do pedido radial . Significa a onda com n cruzamentos de zero no raio. Para a Terra esfericamente simétrica, o período para dados n e l não depende de m .

Alguns exemplos de oscilações esferoidais são o modo "respiratório" 0 S 0 , que envolve uma expansão e contração de toda a Terra, e tem um período de cerca de 20 minutos; e o modo "rugby" 0 S 2 , que envolve expansões ao longo de duas direções alternadas e tem um período de cerca de 54 minutos. O modo 0 S 1 não existe porque exigiria uma mudança no centro de gravidade, o que exigiria uma força externa.

Dos modos toroidais fundamentais, 0 T 1 representa mudanças na taxa de rotação da Terra; embora isso ocorra, é lento demais para ser útil em sismologia. O modo 0 T 2 descreve uma torção dos hemisférios norte e sul em relação um ao outro; tem um período de cerca de 44 minutos.

As primeiras observações das oscilações livres da Terra foram feitas durante o grande terremoto de 1960 no Chile . Atualmente, são conhecidos períodos de milhares de modos. Esses dados são usados ​​para determinar algumas estruturas de grande escala do interior da Terra.

Ondas P e S no manto e núcleo da Terra

Quando ocorre um terremoto, os sismógrafos próximos ao epicentro são capazes de registrar as ondas P e S, mas aqueles a uma distância maior não detectam mais as altas frequências da primeira onda S. Como as ondas de cisalhamento não podem passar por líquidos, esse fenômeno foi a evidência original para a observação, agora bem estabelecida, de que a Terra tem um núcleo externo líquido , como demonstrado por Richard Dixon Oldham . Esse tipo de observação também foi usado para argumentar, por meio de testes sísmicos , que a Lua tem um núcleo sólido, embora estudos geodésicos recentes sugiram que o núcleo ainda está derretido.

Notação

Caminhos de ondas de terremoto

O caminho que uma onda percorre entre o foco e o ponto de observação é freqüentemente desenhado como um diagrama de raios. Um exemplo disso é mostrado na figura acima. Quando as reflexões são levadas em consideração, há um número infinito de caminhos que uma onda pode seguir. Cada caminho é denotado por um conjunto de letras que descrevem a trajetória e a fase através da Terra. Em geral, uma caixa alta indica uma onda transmitida e uma caixa baixa indica uma onda refletida. As duas exceções parecem ser "g" e "n".

c a onda reflete no núcleo externo
d uma onda que foi refletida em uma descontinuidade na profundidade d
g uma onda que só viaja pela crosta
eu uma onda que se reflete no núcleo interno
eu uma onda P no núcleo interno
h um reflexo de uma descontinuidade no núcleo interno
J uma onda S no núcleo interno
K uma onda P no núcleo externo
eu uma onda de amor às vezes chamada de LT-Wave (ambas as tampas, enquanto uma Lt é diferente)
n uma onda que viaja ao longo da fronteira entre a crosta e o manto
P uma onda P no manto
p uma onda P ascendendo à superfície a partir do foco
R uma onda Rayleigh
S uma onda S no manto
s uma onda S ascendendo à superfície a partir do foco
C a onda reflete no fundo do oceano
Nenhuma letra é usada quando a onda reflete nas superfícies

Por exemplo:

  • ScP é uma onda que começa a viajar em direção ao centro da Terra como uma onda S. Ao atingir o núcleo externo, a onda reflete como uma onda P.
  • sPKIKP é um caminho de onda que começa a viajar em direção à superfície como uma onda S. Na superfície, ele reflete como uma onda P. A onda P então viaja através do núcleo externo, do núcleo interno, do núcleo externo e do manto.

Utilidade das ondas P e S na localização de um evento

O hipocentro / epicentro de um terremoto é calculado usando os dados sísmicos desse terremoto de pelo menos três locais diferentes. O hipocentro / epicentro é encontrado na intersecção de três círculos centralizados em três estações de observação, mostradas aqui no Japão, Austrália e Estados Unidos. O raio de cada círculo é calculado a partir da diferença nos tempos de chegada das ondas P e S na estação correspondente.

No caso de terremotos locais ou próximos, a diferença nos tempos de chegada das ondas P e S pode ser usada para determinar a distância até o evento. No caso de terremotos que ocorreram a distâncias globais, três ou mais estações de observação geograficamente diversas (usando um relógio comum ), registrando as chegadas das ondas P, permitem o cálculo de um horário e local únicos no planeta para o evento. Normalmente, dezenas ou mesmo centenas de chegadas de ondas P são usadas para calcular os hipocentros . O desajuste gerado por um cálculo de hipocentro é conhecido como "o residual". Resíduos de 0,5 segundo ou menos são típicos para eventos distantes, resíduos de 0,1–0,2 s típicos para eventos locais, o que significa que a maioria das chegadas P relatadas se ajustam bem ao hipocentro computado. Normalmente, um programa de localização começa assumindo que o evento ocorreu a uma profundidade de cerca de 33 km; então, ele minimiza o residual ajustando a profundidade. A maioria dos eventos ocorre em profundidades menores do que cerca de 40 km, mas alguns ocorrem a até 700 km.

Ondas P e S compartilhando com a propagação

Uma maneira rápida de determinar a distância de um local até a origem de uma onda sísmica a menos de 200 km é pegar a diferença no tempo de chegada da onda P e da onda S em segundos e multiplicar por 8 quilômetros por segundo. Matrizes sísmicas modernas usam técnicas de localização de terremotos mais complicadas .

Em distâncias teleseísmicas, as primeiras ondas P que chegam necessariamente viajaram profundamente no manto, e talvez tenham até mesmo refratado no núcleo externo do planeta, antes de viajar de volta para a superfície da Terra, onde as estações sismográficas estão localizadas. As ondas viajam mais rapidamente do que se tivessem viajado em linha reta desde o terremoto. Isso se deve ao aumento apreciável das velocidades dentro do planeta e é denominado Princípio de Huygens . A densidade no planeta aumenta com a profundidade, o que desaceleraria as ondas, mas o módulo da rocha aumenta muito mais, portanto, mais profundo significa mais rápido. Portanto, uma rota mais longa pode levar menos tempo.

O tempo de viagem deve ser calculado com muita precisão para calcular um hipocentro preciso. Como as ondas P se movem a muitos quilômetros por segundo, estar fora do cálculo do tempo de viagem mesmo por meio segundo pode significar um erro de muitos quilômetros em termos de distância. Na prática, as chegadas de P de muitas estações são usadas e os erros se cancelam, então o epicentro computado provavelmente é bastante preciso, da ordem de 10–50 km ou mais ao redor do mundo. Matrizes densas de sensores próximos, como os que existem na Califórnia, podem fornecer precisão de cerca de um quilômetro, e uma precisão muito maior é possível quando o tempo é medido diretamente pela correlação cruzada das formas de onda do sismograma .

Veja também

Referências

Fontes

  • Shearer, Peter M. (2009). Introdução à Sismologia . Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-88210-1.

links externos