DE
SAO
PAU
LO
^
GEOCIENCIAS
DEDALUS-Acervo-lGG
I ll]il iltil ilIil fiil iltil ilil ilil ilil ]til llilt iltil ilil ll]
30900004529
DISPËRSÃO
DE ONDAS
SUPERFICIAIS
NA
PLATAI:ORMA
SUL-AMERICANA
Remy
D
Aniezono
Ponicguo
Georg
Robert
Sodor.r'ski
TESE
DE
DOUTORAMENTO
EXAMINADORA
Presidente,
Exominodores
UNIVERSIDADE
I
NSTI
TUTO
D
E
nome
Dr.
G.R.Sadov¡ski
Dr. I.I.C.Pacca
Dr.
J.À.
B.Conez
Dr.
B. B.
B.lJeves
Orientc dor
,
Prof
.
Dr
/\
//;\
l^',
. i
1-. 1í
-. I\,
'-,
q58
":'I
\ú. " Lu,i. /
\/ ¡r .L \"r'
\ l)''r "/
"--.--.-/
COM
I SSÃO
Sõo
Poulo
RESUMO
ABSTRACT
AGRADTC I MENTOS
Lista
de
Tabelas
Ljsta
de
Figuras
CAPTTULO
ICAPfTULO
2
-
DISPTRSÃO2.1
2.2
2.2.1
2.3
2.3.1
2.3.1
.1?.3.1
.2
2.4
2.4.1
CAPfTULO
3
-
DADOS BÃS I COSIruoT cE
.t
4
g50
.itt
.': I
,,
(/.
.r'
' -/',,-/
Es
tações
Si
smográfi
cas
Locaì i
zação
das
Estações Sismogrãficas
Equi
pamento
Si
smogrãfi
co
Dados
Sísmi
cos
Dados
Utilizados
Histõrico
0bj
eti vo
do
Presente
Estudo
Plano de
Trabalho
DE ONDAS SUPERFICIAIS
E
TECNICASDI
ANÃLISEOndas
Superfjc'i
ais
5Parãmetros
de
Dispersão
9Vel
oci dade
de
f
ase
e
velocìdade
de
grupo
gModel
os
Teõri
cos
12146todo
Matricial
de
Thomson-Haskel
I
l3
Sol
ução
para as 0ndas
Rayì eì
gh
I
3Soì
ução pô.ra
as
Ondas
Love
l9
T6cnicas de
Anãlise
21uétodo
de
Filtragem
Múltìpla
23/,
i
I
I
t,
Pãg
i
naiii
V
vi
vi
i
viii
29
29 29
32 32 I NTRODUÇAO
l.l
1.2
1.3
3.1
3.1.1
3.1 .2
3.2
3.2.1
I
4
ii
3.2.1
't2
3.3.1
Pãg
ina
36
40 40
40
42
-
Preparação
dos
Dados
-
Dados
Geo 1õgi
cos
e
Geofisicos
-
Pl
ataforma
Sul
-Ameri
cana
Vel
ocidades
de
Grupo
Anãl
ise
das
Curvas Experìmentâis
Vel
oc
idade
de
Grupo
Flodelo Teõri
co
Proposto
Conrparação com
lvlodel
os
Crus
taj
soutras
Regiões
de
Escudos
3.3.1.1
-
Estudos Anteniores
3.3.1.2
-
Aspectos
Geol69.i cos
cAPITUL0
4
-
TNTtRpRETAÇÃ0 D0S
RESULTAD0S
DE
DTSpERSÃ0
ECOMPARACÕES REGIONAIS
4.1
4.2
4.3
4.4
45
dà
de 46
E'
CAPfTULO
5
-
CONCLUSOESBIBLIOGRAFIA
APENDI
CE
AAPÊNDICE
B60
62
lll
I
RESUMO
\
',,\,'
TgSo
¡,com
o
propós'i
to
de determinar
a
estrut);1i;]*níí'i,rt"-rísticas
da
crosta e
manto superi
or
na
Plataforma
Sul-Arnerjcana
foi
estudada
a
dispersão
das
ondas
superficiais
com
perîodos
en-tre l0 e
50s.
Selecionaram-se
l3
dos no
conti
nente de
tal
forma
Plataforma
Sul-Anlericana.
0s
si
dos
são das estações
sismogrãfì
Natal e
La Paz (Bo1ívìa).
sìsmos,
cofit
epìcentros
djstribuí-que
permì
ta
uma
boa
cobertura
dasmogramas
de
período
ì
ongo
uti
I
i
zacas de
Brasilia, Rio de
Janeìro,
dispersão
tebnlcas
erepresentativo
da
re-As
ondas
superficiais
dos
sismos
selecjonados
foram
analisacas
med'iante a técnica
de
Fjltragenì
Múlt'i
pìa; o
nesultado
é
uma
matriz
de ampìitudes
em
função
da verocidade de
grupo e
doperiodo.
As
curvas de dìspersão
teóricas
foram
determinadas
usan-do-se
o
método matri
cial
de
Thomson-Haskel
I
.A
comparação
entre os valores
deobservados
per¡nitiu obter
um
modelo
crustal
qião
dos escudos clo
Brasil Central e Atlãnti
crosta,
segundo esse
modei
o, ó
de
40km.
co.
^
espessura
daAs
variações
das
velocidades
de grupo das
ondas
Ray-ìeigh para períodos inferiores a 20s,
observadas
na
maiorja
dos
sjsmos
estudados,
parecem
estar
assocjados
à
presença
da
cadeia
andina ou de
bacias
sedjmentares, na
trajetõria
das
ondas
superfi
ciais.
]V
At'l
antìco,
comtrou-se
unìa
boa
asiãtica.
suas
similares
desemelhança
cr.m
aoutras regiões
deestrutura
crustal
escudo,
j
j
I
vl
ABSTRACT
Surface
wave
dispersion anaìysis
for perjods
between
l0
and 50sec
have been
accomprished
to
study
the
crust
and upper
mantle
structure.
Thirteen
South-American
events
with
paths crossìng
the
south
American plataform
were
selected.
Long
period
seìsmograms
from
Brasì1ia,
Rio
de
Janei
ro,
Natal
and La
paz
(Bolivia)
seismo-graphi
c
stati
ons
have been
used.
r'1uì
ti
pre
Fi
rter
Tecni
que
were
used
to
anaìyze surface
wave dispers
ion; thìs
method
gives
amplitudes
as a
function of
lr
group
velocity
and
pe.i
od.
Theoretical
di
spers
ì
on curves
were
ob-
:-
tained by using the
Thomson-Haskell
lvlatri
x l4ethod
I
A
crustal
model
for
the
Central
Braz.i
I and Atlantic
lshields
were
obtaìned
by
comparing
theoretìcal
and
obsenvational
l
di
spers
j
on
curves. This
model
i
ndi
cates
a crust
thi
ckness
of 40km.
i
Group
veì
oci
ty
vari
ati
ons
of
Rayl
e.igh
waves
, for pe-
)l
rjods
under
20sec,
were observed
jn
almost
all
cases;
these
varì
a
I )
tions
seems
to
be
assocìated
to
the
presence
of
Andean
chain or
t,se_aimentary
basin,
along
the
path
of
surface
waves,
The comparìson
of
the
mean
dìspersion
cunve
for Cen-
1l
tralBrazilandAtlanticshieldswithdìspersioncurvesforother
cratonìc
regìons,
showed
a
similar.i
ty
with
Afro_Asiatic crustal
lv'l
AGRADTC I MENTOS
Desejo expressar
meu
agradecjmento
ao
Dr.
Georg.
R.
Sadowski
pelo apoio e
sugestões formuladas
durante
a
execução
dopresente trabalho.
Estou
muito
grato
ao
Dr.
Jesus
Berrocal
pe'l
o
apoìo
constante,
revi são
fj
nal
do
texto,
dj scussões
e
sugestões
formul
adas
na
fase
final
do
trabalho
Ag
radeço
também
ao
Dr
. G.
cord
an'i
peì
a
I
ei tu
ra do
tex-to,
sugestões
e crit'i
cas apresentadas.
Meus
reconhecimentos
ao pessoal
das
estações
sismogrã-ficas
de
Brasíliao
Rìo
de
Janeiro, Natal e La
Paz
por
colocarem
àm'i
nha
disposição os
sismogramas
utiljzados
no presente
trabalho.
Meus
reconhecimentos
aos
co'l
egas
do
IAG,
em
especi
al
aF.
Hiodo,
A.
Bassi
ni
e
C.
Fernandes, guê
di
reta
ou
i ndi
retamente
deram
seu
apoi
o e
col aboração
no
decorrer do
trabar
ho.
Sou
grato
tamb6m
ao
setor
da
Grãfi
ca e
do
Xerox,
pri
ncìpa'lmente
ao
Sr.
C,
Maldonado.
Agradeço
igualmente aos
Srs.
Josã
R.
Barbosa
e
A.
Tori
j
vì
1Lista
de
Tabelas
Tabel
a3.,l
-
Dados
das
estações
sì
smogrãfi
cas
uti
I
izadas
3.2
-
Pa rãmet ro
s
hi
pocentrai
s
e
Distânci
as
epìcentro
ção dos
si
smos
uti
I
izados
3.3
-
Estudos
Geofís
i
cos real
i
zados
na
Arn6rica do
Sul
¿.
1Parãmetros
do
model
o
te6ri co
proposto
e
vel
ocj
dades
de
grupo
teóri
cas para as ondas
Rayìeigh
e
Love
Pãgi
na30
esta
364
4l
vi i
iPãgina
Lísta
de Figuras
Fì
gura
2.1
-
Model
o
consti
tuído
de
um
mei
o
el
ãsti
co
semi-infinito
l
imitado peìa superficj
e Iivre
2.2
-
llodel
o
consti
tuído
de
um
meìo
semi-infinito
e
outno
meìo
suprajacente de
espessura
finita
2.3
-
S.ismograma
de
NAT(Z
)
mostrando
o .fenõmeno
de dìspersão
das
ondas superf
iciais
Râyleigh do sisnro de 25.4G0.75
l0
2.4
-
0r i
entação dos
eixos
e
numeração
das
camadas
e
inter-faces
142.5
-
Djagrama
de
fl
uxo
do
processo
de
Filtragem
l'1últìpla
273.1
-
Local
ização
dos
epicentros
dos
si
smos
sel
ecionados
edas estações
sìsnrogrãficas
utilizadas
3l
3.2
-
Curvas de
respos
ta
dos
sì
smõgrafos
de
periodo
ìongo
da
esta
ção
RDJ3.3
-
Curvas
deresposta
dos
s ìsmógrafos
de período
longo
das estações de
BDF,
LPB
e
NAT
343.4
-
Digitìzador
semi-automático
383.5
-
Diagrama
de
bloco
do
dìgìtizador
394.1
-
Curvas de
dispersão
observadas
para sisrnos
con
traje
tórias
atravessando
os
escudos do
Brasil Central
eAtlãntico
4.2
-
Curvas
de
djs
persão
observadas
para
sismos
com
tra-jetõrias
atravessando
o
escudo
das
Gujanas
47
'ìx
Fi
gura
4.3
-
Curvas
de
di
spersão
observadas
parà
sismos
com
tra
jetõrias
passando
peìa bacia
do
Paranã
Pãgi
na50
4.4
-
Comparação
das
curvas de
di
spersão
para
si
smos
comtrajetõrias
atravessando
a bacia
do Paranã
com
acurva
média
de djspersão para
os
sismos 55
e
5l
5l
4.5
-
Curvas
de
dj
spersão
observadas apresentando osci
I
ações
da vel
oci
dade
de
grupo para
período
s
abaixo
dos
20s
4.6
-
Comparação
da curva de dispersão
parä
o
sismo
52com
curvas de dispersão
para
sì
smos
com
trajetõrìas
pr6xìmas
4.7
-
Curvas
de dispersão
observadas
com osci
ìações
pro-nunciadas para peribdos
acima
de
20s.
55
4.8 -
Curvas
de dìspersão
observadas
para
as
ondas
Love
56
4.9
-
Comparação
entre
as
curvas de
di
spersão
te6r
i
ca
eobservada
4.ì0-
Compar"ação
do
model
o
PSA-l con
model
os
crustai
s
de-
outras regìões
de
escudos
54
59
CAPITULO
II
i'
:'
I
I NTRO DUÇÃO
-l
95c
-
Histór'i
co
As
primei
ras
tentati
vas
para
expl
i
car a
propagação
deondas
foram
realizadas por
Poisson
(.l830),
provando
que
um
sõlido
el
ãsti
co,
i
sotrõpi
co,
homogêneo
e
de
d'imensões i
nf ì
nì
tas
,pode
transmi t'i
r
do'i
s tì
pos
de ondas
com
vel
oci
dades
di
ferentes
,
gera-das
por
uma
perturbação no
i
nteri or
do
corpo.
Stokes
(I
849
)
demonstrou
que
essas
ondas
causam
deslocamentos'longitudinais e
transver
sais
nas
partículas
do
mejo,
êffi
reìação
ã direção
de
propagação,
econseguìu
expressar
as
velocjdades
dessas ondas
em
função
das
cons
tantes elãsticas e
da densidade
do
meio.
Posteriormente,
Ray'l
eìgh
(1885)
provou que
as
ondas
ge-radas
por
uma
fonte no'interior
de
um
corpo
se refletem
ao
atingìr
a
superfícì
e
I
imi
te
desse
conpo.
Como
resul
tado dessa refl
exã0,
formam-se
perturbações
que
se
propagam pel
a superfici e
com
vel
ocj
-dade
i
nferi or ã
vel oci
dade
das
ondas
transversai
s.
Também
foi
de-monstrado
que
os
deslocamentos causados
nas
partículas
do
meio,
pêI
a
passagem
dessas
ondas
,
são na
forma
de
eì
ì
pses retrõgradas
numpì
ano
verti
cal
,
com
a
componente
hori
zontal
paral
el
a ã
¿i
reção
depropagaçã0.
As
ondas
que
apresentanr
estas característi
cas
são
de-nomi
nadas ondas
Rayl eì gh.
Majs
tarde,0ldham (.l900) levou
em
consideração
a
suges
tão
de
Lord
Ray'l e'i
gh
para interpretação
dos
regìstros sísmìcos,
eI I l
a
chamou
de
"choque
pri
nci
pa r"
envoì
vendo
des ì
ocamentos
horizon-tais
e
verticais,
e
uma
gra
nde
parcer
a
dos
des
rocamentos
horizon-tais
era transversar
ã
di
reção de
propagação
da onda.
0r
dham ìden
tificou o
"choque princ.i
paì,,
com
ondas
Rayleigh,
por6m
a
sugestão
não
foi nuito
aceita,
Apõs
a
indenti
fi
cação
das
ondas
superficiais
com
deslo
camentos hori zontai
s
e
transversais
ã
¿.ireção de
propagação,
Love
(l9ll)
desenvol
veu
a
teori a
que
expl
i
ca
a
exi
stênci
a
dessas
ondas,
que
Ievam
o
seu
nome,
e
demonstrou
tambõm,
que
as
ondas
de
Rayìeigh
e.
as de Love apresentam
di
spersão
ao
se
prop
ag arem
por
um
sem.i
_es
paço
cons
ti
tuído
de camadas.
Aì
gumas
características
das propri
e_
dades
di
spersi
vas
das
ondas
superfi ci
ai
s
foram
discutidas
por
Sto
nel
ey
(l
925)
e
Jeffreys
(lr9ZS)
.A
primeì
ra
tentati va
de se
usar a
dispersão
das
ondas
superfì
ci ai
s
na
i
nves
ti
gação
da
estrutura
da
cros
ta, foì
realiza
da
ern I
924
por
Gutenberg (r
95 9)
,
que
encontrou
ver
oci
dades
degrupo
(vel
oci
dade
de un
gru
po de ondas
entre
o
epicentro
e
a
es_
tação
si
smogrãfi ca)
de ondas
com
períodos de
aprox.i madamente
30s,
ma
i
ores
para
a
cros
ta
oceâni
ca
do que
para
a
conti
nental
.
0s
pri,
mei
ros
estudos,
usando
a
d.i spersão
de ondas
superficiais,
determi
na
ram
moderos simpristas
e
i
rrea
is
dev
i
do
ã
compì
exa
teori
a.
Es-ses
estudos
foram
i ntens
ifi
cados
a
partir
do
traba
l
ho
pubììcado
por
Ewìng
et al
(r957),
entretanto, a
potenciar'i
dade
mãxima
des-sas
pesquisas
foi
aìcançada somente
com
o
recurso dos
computadoresdiqitais.
Gra n
de
parte
das pesquisas
ìniciais
com
ondas
superfì_
ciais
estava rel
aci
onada
com
a
determ
inação de
ver
oci
dades
de
gru
3
de
um
trern
de ondas
di
spersi
vas
(Ewing
et ai,
1gS7)
contrì
bui
rampara
mel
horar signifìcativamente
al
guns
resul
tados
previ
amente
publ
i
cados.
0s primeiros
resul
tados
obti dos
com
vel
oci
dades
de
fa-se
(veloci
dade
de
uma
determi nada
fase
entre
duas
estações
si
smo-grãf
icas
)
foram
em
regi
ões
I
imi
tadas,
com
características
geoì õgi
cas
homogêneas
(Press,
1956
,
1g57;
Press
et aì,
ì956;
Brune
e
Dor
man
,
1963
) .0
desenvol
vimento de
mãtodos
num6ri
cos
(Al
terrnan
et al.,
'l96ì
)
e
o
mãtod
o
ì
terativo
de
Thomson-Haskel
I
(Haskel
l,
ì953)
as-soci
ados ao
emprego
de computadores,
permi
ti
ram
i números
avanços
relativos
ã
dispersão
das
onda
s
superfi ci
ai
s.
Nessa
etapa
jã
era
possível adotar
model
os
de
crosta
e
manto superì
or,
consti tuídos
de
camadas
múl
ti
pl
as, e
tornava-s
e
necessãria
a
anãl
i
se
dìgìtaì
dos
sj
smogramas
para
o
processamento automãti
co.
Sato (1955,
1956,
1958)
desenvoìveu
um
m6todo mujto
uti
l.i zado
atua
Imente,
que
emprega
as
transformadas
de Fouri
er,
na
anã
l
ise
das
ondas
superficiais.
Na dãcada
de
60,
i
númeras
tõcni
cas de
anãl
i
se
de
ondas
superficiaìs
tais
como
o
da
janela
m6vel
(Dzìewonski
et al.,
l968;
Landisman
et al.,
1969
)
e
da
fi
ìtragem
múltipta
(Bl
och e
Haìes.
'ì968;
Landj sman
et al.,
1968) foram
apì
ì
cadas
com
resul
tados
alta
mente
pos
j
ti
vos
Des
de
196ì
,
vôm-se
efe
tu
ando
na
Amér'ica do
Sul
alguns
estudos
rel
ativos ã
determi nação da
estrutura
crustal
medi
ante
adsì
persão
de
ondas superf ic'i
ai
s(ci
sternas, 196ì;
Rubín
de
Ceìis,
4
1,2
-
0bj
eti
vo
.do
pres
e nte
estudo
0
0bj
eti
vo
do presente
traba
rho
õ
determi
nar
a
estrutu
ra
e
características
da
crosta e
manto
superior
na
plataforma
suì-ameri
cana,
mediante
o
estudo
da
dì
spersão
de
onda
s
superficiais
geradas
por
si
smos
naturai
s
ocorri
dos
ao
l
ongo da
regì
ão
andi
na
eparte
nor
te
da
Améri
ca
do
Sul.
0s
resul
tados
obti dos são
uma
contri
bui
ção
ao
conheci_
mento
das
propr.i
edades
fís
i
cas da
cros
ta
e
do
manto
superior.
'I
.3 -
Plano
de
trabalho
Para
a
obtenção
das
curvas de dispersão
teõricas
e
obser
vadas,
foi
necessãri
o recorrer
a
arguns
concei
tos
teõri
cos e
ao
desenvolvimento matemãtico do mãtodo
de
anãlise
das
ondas
superfi
ciais,
que são apresentados
no capítul
o
Z.
Todos
os
dados
rel
ati
vos
aos sismos
uti
I
i
zados,
a
di
gi
l
tì
zação
das
ondas
superfi
cì
aì
s,
ãs
caracterîsticas
e rocaìização
i
das
estações
si
smogrãfi
cas
cons i
deradas,
e
aos
aspectos
geoìõgi-
icos da
região
estudada,
estão
no
capítuìo
3.
i0s
comentãrios
referentes
à
construção das
curvas de
i
ì
dì
spersão
de
vel oci
dades de
grupo observadas,
êrros
experimentai,
jenvol
vidos,
determinação
dos
moderos
teõricos
para
a prataforma
I
Sul
ameri
cana,
e
sua
comparação
com
model
os
crustais
de
outras
re_
|giões
são
aborda
dos
no capítul
o
4.
ì
Fi
nalmente, no
capitu
Io
5 estão
si
ntetj
zados
os
resul
_
j
CAPITULO
2DISPERSÃO
DE
ONDASSUPERFICIAIS
E
TECNICAS DE
ANALISE
2..|
-
0ndas
SuperfìciaÍs
As
ondas
el
ãsti
cas
geradas
por
um
sismo
ou
expì
osão
pro
pagam-se
atra vés do
i
nteri
or
da
Terra
ou ao
I
ongo
das
c amadas
su-perfici
ai
s.
Essas ondas
elãstjcas
são
de
doì
s ti
pos: as
ondas
devolume,
P(ìongitudinal
)
e
S(transversal
),
que
se
prop
agam
através
do
interior
da
Terra, e
as
ondas
superfìcìais
(Rayleìgh,
Love
Sto
nel
ey,
Sezawa
)
que
se
propagam
ao
ìongo das
camadas
superfi
ci
ai
s .Estes
dois
tìpos
de
ondas, além
de
seguirem
trajetórìas
djferen-tes
da propagaçã0,
di
ferem
também
nas
caracterîs t
icas e
velocida-des
de propagaçã0. Nos
si
smogramas
de período
curto,
as
ondas
devol
ume
são
observadas
com
períodos de
aproxì
madamente ls,
enquan-to
que
as ondas
superficiais
se
apresentam
com
aproximadamente
20sde
perÍodo,
nos
si
smogramas
de período
ìongo.
vel
oc
idade
de
prop
ag ação
das ondas
superficiais
de-pe
nde
de
um
conj
unto
de
propri
edades
e1ãsticas
que vari
am
com
aprofundi
dade.
A
pro
pagação
das
ondas
superfì
cj
ai
s
não
estã
total-mente
I
imj
tada
ã
superfíci
e,
h avendo
um
decrés
cimo
exponenci
al
daampl
i
tude
com
a
profundi dade
e a
ra
zão
de decrõscimo
dess
a
ampì
.i-tude
d epende fundamentaImente
do
cornpri
mento
de
onda.
0s
fundamentos
teõri
cos
das
ondas
superfi
ci
a.is
são
abor-dados
em
vãrios
textos
especializados
(Ewing,
et
al
,1g57;
Buììen,
superfi
cj
ai
s
(Rayleigh
e
Love).
Na
teori a
de
prop
agação das
ondas
sísmi
cas são
supostas
defo
rmação
i
nfi
ni
tesimais e
mei
os
ì
sotr6pi
cos
perfe
itamente
elãsti
cos.
Para
simpì
ificar
o
t ra
tamen
to
anal
íti
co,
as
cond.i
ções
de
pro_
pagação
das
ondas
superficiais
serão
tratadas
de maneira
anãl
oga
àdas
ondas pìanas.
Consi
derando-se
um
meio consti
tuído
de
camadas
com
in_
terfaces
planas
e paraìelas,
um
sistema de coordenadas
cartesianas,
tal
que
o
pl
ano
X.,X,
represente
a superfícì
e
livre,
e
uma
onda
pro
pagando-se
na
d ìreção
0Xl
(Fi
S.
2.1),
de
modo
que
a
frento
de
onda
seja paralela
ao
eì
xo
0Xl
em
qual
quer
.i nstante,
nesse
caso
tem_se
ður/aX, =
0,
onde
ui(i=1,2,3)
é
o
deslocamento.
As
ondas
Raylei gh
req
uerem
para
sua
exi stêncì
a,
um
modelo
consti
tuído
de
um
meio
el
ãsti
co
semi-i
nfi
ni
to
lim.i
tado
pel
a
su-pe
rfíc
i
e
I i
vre,
de
modo
que
sejam
satisfeitas
as
condi
ções
de
con-torno
que determi
nam
que
as
tensões
e os
des
I
ocamentos
devem
ser
nulos
na
superfíci
e livre
(X¡=0
)
(Fì
g. 2.'l),
Neste
caso, a
veloc.i
_dade
c
das
ondas
Rayl
ei
9h
õ
defi
ni
da
em
fu
nção
das propri
edades
fi
sicas
do
meìo
(Bullen,
1965)
atr"av6s
de:
(c/ s)6 -a(c/
ß)4+c2
(24
/ 92
-ta/oz
)-t6(1-82
/o2)
=
oonde,
(2.r.r
)vel
oc
idade das
ondas
vel
oci dade
das
ondas
P S
0;
ß:
A
presença
das
vel oci
dades
verti
caì
)
na equação
acima,
ìmpì
ica
nade
des
Iocamento
ul
e
u3,
de
tal
forma
descrevem
e1ípses
retrõgradas,
onde
adas
ondas
P
e
S
(componente
existêncja
das
componentes
que
as
particuìas do
meio
verti-Fig.
2.
1
-
Model
oi
nf
i
ni
0consti
tuído
deto
lìmitado
peìa
.
xrum
meìo
el
ãstì
co
semi-superf
ic
ie
I ì
vre
Modelo
e
outro
f
i ni
ta
consti
tuído
de
um
meio
semi-infinito
mei
o
suprajacente
de
espessura
8
cal
e
horj
zontal õ
de
aprox
imadamente
3:2,
durante
a
passagem
das
ondas
Rayl
ei
gh.
Na equação
(2.1.1)
a
velocjdade
das
ondas Rayteigh
es-tã
em
função das
velocidades
das
ondas
p e S, e
õ
ìndependente
docomprimento
de onda
(^=ztr
/k
) ,
o
que
signifìca
que
as
o.ndas
Ray-leigh
não
a p nes entam
di
spersã0.
A
equação
de vel
oci
dade
c
das
on-das Rayleigh que apresentam
di
spersão, para
um
meio
constituîdo
de
camadas
múltiplas,
estã
representada
pela
equação
(2.3.?1
)
doitem
2.
3.
ì
.Em
l9l
ì,
Love
desenvol
veu
a
teori a
de
transm.i
ssão
das
ondas
supenficiais,
com
des
l
ocamentos
hori
zonta
is e
transversa.i
sã
dìreção
de
propagação,
num
modelo onde
se
adrn.ite
o
meio-jnfini-to
de Rayleigh
e
outno
mei
o
supraj
acente
de
espessura
fi
nì
ta
(H
)(1
i9.2.2).
Este modelo,
com
reìação
ao
de
Rayleìgh,
ajusta-se
meI
hor ãs
condi
ções
reai
s
da Terra.
Tra
ta ndo-
se
de ondas Love
6
suficiente
consi
derar
acomponente
de deslocamento
uZ
(paralerla
ao
eìxo
0Xr).
Desta
forma,
apì
i
cando-se
a
condi
ção
de
contorno,
que
as
tensões
devem
ser
nu-las
na superfícì
e
Ii
vre
(X¡=H'
)"
a
equação
da velocìdade
c
das
ondas Love
em
função das proprì
edades
do mejo
e
do
comprimento
deonda
2r/k
(Bullen,
1965)
õ:
(l-c
' 2-t
)1/?lrun
[or'
(r'
/
u'
2
-tf
/
2f
=
o
(?.1.2
)onde,
2
tsz)-þ'rc',u
k:
nímero
de
onda
ß:
velocidade da
onda
ßr:
vel
oci dade da
onda
I
H:
espessura do
meio
S
no meio
semi-infinito
S no mejo suprajacente
9
Pa
ra
que
as
ondas
Love
pos sam
exjstir
é
necessãrio
que
ß>B'
.e
B'<c<ß.
2.2
-
Parãnetros
de Dispersão
A
di
spersão
ã
um
fenômeno
onde
uma
per
turb
ação
transmi
t.i
da
muda
de
forma
ã
medi
da
que
o
tempo passa,
devi
do
à
varìação
da
vel
oc
idade de
propagação
da onda
com
o
comprimento
de
onda.
Para
i
lus
trar
este
fenõmeno
,
consi
deremos
o
prob
ì emada corda vi
brante
com
sua
eq uação
acrescida de
um
termo que
repre
senta
a força
adì
ci
onal
proporci
onal
ao
des I
ocamento;
dessa
f
orma
a
eq uação de
movimento
seria:
âv
^
av
P 2 t'J
At
âx
(2.2.1
)onde: p=ds¡sidade,
S=tensã0,
h=nova
constante.
0
termo
-hy
repre-sentaaforçaadìcional.Umasoluçãotentatìvaã
.y=Acos
lt
tr-.
r
l*r]
(2.2
.2
)
ionde: A=amplitude,
c=vel
oc
idade
e e=fase,
Esta
sol
ução
sati
sfaz
a
lequação
(2.2.1)
se:
p2
c'k" =
Sk2+h
se h=0, a
vel
oci
dade
c
serã
defi
nida
apenas
por
S
e
p.
No entanto,
para
vaI
ores de
hl0, c
dep ende
de
k(e
ponta
nto
do
compri
mento
del
onda
À=2r/k
e
do perîodo
t=2r/kc),
ou
seja,
a
veìocidade
c
de
pro
Ipagaçãodaondaserãmaiorquantomaiorforocomprimentodeonda.
Estefenômenoõchamadodedispersãoepodeservisua]izadono
s
ì
smograma
da
Fì9.
2.3.
2,2.1-Ve]ocjdadedefaseevelocidadedegrupo
(2.?.3
)I
IJ
04
h
17tin'
FIG.2.3
-
SISMOGRAMA
DE
NAT
(Z)
MOSTRANDO
ODE
RAYLEIGH
DO
SISMO
DE 25
AGO
75,
da
nos
primeiros
trabal
hosbl emas
rel
ati
vos
a
medi das
ll
Lord
Rayleigh,
quando
abordou
pro-ve
loc
i
dade
da luz.
(2.2
.4
)angu
lar,
k=número
de
onda
c
X=dis
lquer
da
onda no
instante
t.
Nafase
é
dada por:
de da
Para
definir
estas
vel oci
dades
é
necessári
o
rev
er
al-gurnas
das
propr
i
edades
da teorì
a
de vi brações.
Sabe-se
que
qual-quer
sinal
sísmi
co
pode
ser
representado
pei
a
compos ì
ção
de vibra
ções
harmõnicas, no
entanto,
havendo
dì
spersão
cada
componente
har"mõnica
da onda
propaga-
se
com
uma
determinada
vel
ocj
dade
de
fa
se,
como
por
exempl
o
nurna onda:
0=Acos
(ot-
kx
)
=
Acoso(t-xlc)
onde:
A=ampl
i
tude,
uJ=vel
ocidade
tanci
a
da
fonte
de
um
ponto
qua
eq ua
ção
(2. ?.4
)
a
vel oci
dade
dec
=
a/k
(2.?.s
)Como
conseqüência
das proprìedades
de
dispersão
do
meìo,
um
grupo de
vibrações
harmônicas
podem
estar
em
fase,
aumentando
a
ampl
i
tude
tota
1,
ou
em
defasagem,
ao ponto de
se
anul
arem
as
ampl i
tudes.
Este
q uadro
compì
exo de
ampl
ifi
cações
e
atenuações
rela
ti
vas
não.
é
cons
tante,
pois
muda
à
medi
da
que
a
onda
se
propaga,
fo
rma ndo
grupos
de ondas que
se
propaga
m com uma
velocidade
de
gru
po
U.
Por
exempì
o,
uma
simples
combi
nação de
grupos
é
obti
da
das
uperpos
ì
ção
de:
(¡l
=
rJ
+
Aû)^Z
t¡ -
At¡resul
tando
em:kt
=
k
+
¡k
kz
=
k
-
¡k
0=Acos
(o.,
t-
k., x)+Ac
o s (urt-
krx
12
esta
onda pode
ser descrita
como
a
propa
gação
de
uma
s uc essão
degrupos de ondas.
Neste
caso
a
vel
oci
dade
de grupo
U
6
dada por:
u=jfr
----+ ji
para
^k
-+
o
(2.2.7
)Uma fórmu
I
a
comum
para
po U quando
conhecj
da
a
vel
oci
dade
qtlência
ou conprimento
de
onda
I
)u=c-À-q!-
d^
o
nde
dcldÀ
é
pos
itì
va
para
as
ondas
o
valor
da
vel oci
dade
de
gru
po
para
rã
sempre
menor gue
a
vel oci
dade
de2.3
-
ModeI
os Teõri
cos
determi
nar
a
vel
oci dade
de
gru-de
fase
c
(em
função
da
fre-6
a
seguinte:
(2.2.8
)sísmi
cas superfi cj
ais.
Assìm,
uma
determi nada
f
req{lênci
a
se
fase
para
a
mesma f
reqtlênci
a.
Em
Sismologìa"
assim
como
nas r.,utras
cìências
experimentais'
adota-se
a
filosofia
geral
de
propo
r
modeì
os
para
expiicar
um
determi nado fenômeno.
Al
guns trabaì hos
tem
se
co ncen
trado
nos
es
tudos
da
prop
a gação
de ondas
em
vãri
os
mode Ios
,
que
representam
estruturas
reais
ou
hi
potéti
cas
da
Tcrra.
0
uso de
model
os teõri
-cos na
propa
gação
de ondas tem
como
objetivo
compl
ementar
as
in_
vesti
gações
teõri
cas
e os
fenômenos
observados.
No presente
trabalho, fo.i
adotado
como
modelo
.in.i
cial,
o
rnodelo
de
estru
tura
crustal
da
região
cratôni ca
do
canadã
(Bru-ne,
et al'
1963)
dev ì
do
ãs
semel
hanças geotectôni
cas
existentes
entre
regiões
cratõni
cas.
Neste
model
o
foram
efetuadas
vari
ações
das espessuras, das
vel ocj
dades da
onda S
e
das
dens i
dades
para
ajustar
os
modeI
os
aos
dados observados.
As
curvas de
di
spersão correspondentes aos
model
os
teõ
de-I .t
senvol
vj do
em
ì
i
nguagem
F0RTRAN,
que
emprega
o
método
matrj
ci
al
deThornson-Haskel
ì
descri
to
adi
ante,
na
sol ução
das
funções de
disper
são das
vel oci
dades
de
grupo das
ondas
superficiais.
2.3.1
-
Método matri ci
al
de
Thomson-Haskel
As
característi
cas de
propagação
de
ondas
elãsticas
nosmei
os
i
sotrõpi cos
to rnam-
se
compl
exas
devi
do
ãs
di
fi
cul
dades
encon
tradas
nas
resol uções
das
equações empregadas.
0 m6todo
matri
cial
de
Thomson-Haskel
l(Haskell,
,l953)
mostrou-
se
uma fe
rramen
ta
mui
to
úti
I
na
avaì
i
ação
num6ri
ca
das propri
edades
de
cas
os específicos.
Neste trabal
ho
foi
empregado
o
métod
o
matricìal
citado
acìma, no
estudo
da
d ispersão das
ondas
superfj
ci
aì
s
Rayleigh
e
Love.
A
notação
matrj
cì
aì
apresentada
a
segu
ir,
é
aquel
a
formul
adapor
Haskel1(ì
953),
que
usa
o
método
i
ntroduzi
do
por
Thomson(1950).
?.3.1.1
-
Sol
ução
para
as 0ndas
Rayl
ei
gh0
pro
ced
i mento
descri
to
por
Haskel
I
cons i
dera
ondas
planas
propagando-se
na
di
reção
+x,
atrav6s
de
um mei
o
consti
tuTdo
de
camadas
sõlidas,
homogêneas
e
isotr6picas
(vide
Figura 2.4).
Na
notação dada
abaìxo, o
índice
mrefere-se
à
m-ésima
camada:9,n
=
densìdade
dr
=
esPessura
da
camada
Àm,!m
=
constantes
el
ãsti cas de
Lamép
= freqtlêncìa
anguìar
c
=
vel
oci dade
de
fase
k
=
p/c=zr /
(compri
mento
de
onda)
DIREçÃO
DE
PROPACAçÃO \
-.---t>
FIG.2.4- ORIENTAÊÃO DOS
EIXOS
E
NUMERAÊÃO DAS CAMADASE
INTERFACESI
lE I
ctom
C<cx
mVelocidade
da
onda
Vel
oci
dade da onda
Spara
para
[+l(c/
t,
=
I
m
L-ttt'
vr=2(ßr/c)
u , w = c om p o n e n
t
eo=2.:
tensão
t=Xz:
tensão
ø*)z
-t11
/
z1ta
-1c/g^))"'
2
s
do
des I
ocamento
normal
tangenci
a ìpara
c
>
ßmpara
c
<
ß,nnas
direções
x
e
zNo
desenvolvimento
deste
mãtodo
serã
uti lizado
o
trata
mento
clãssico
dado
por
Bul
len(1965).
Durante
a
prop
ag ação das
ondas
Rayl
ei
gh,
na
direção
x,
não
existe
deslocamento
nem
tensão
tangenci
al
na
di
reção
y.
As
so-I
uções peri
6dicas
das
equações
el
ãsti cas
de
movimento
para
a
m-6si
ma
camada
pode
ser
dada
como
a
soma
das
sol
uções
da
onda
dilatacìo
nal
(Buìlen,
1965):
o,.'=j*.j+=",nli
e,
as
soluções
da
onda
I au
âw*n=tÈ--ãl-="x
-!r |
.'l
(
pr-kx
)J
lare*p1
-ì
krorz )+a*exp(
t
o.or,.J
(2.3.
rotacional
n
li
tpt-
l*
l]
þrexn
t-
i
kru,nz
¡*w*exp
{i
rcu*z
)]
(2.3.
r)
t6
onde,
A.
m'
tes
ã
di
são:
^m, ";,
*;, :
constantes
de
i
ntegração
As
c ompo nentes
de
des
Iocamento
e
esforço
corres
ponden-'ìa
tação
e
rotação,
obti das das
equações
(2.3.1) e
(2,3,2),
u=-
(om/p ¡2
1aar/ax
)-2 (gn/ p)z
Qw^/
az)
"=-
(cr/p
72qa
tr/
az)+z(B^/
p)
2
(awr/
a x )(2
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