06 Refração

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Sísmica de Refração
Fundamentos de Geofísica
Curso de Graduação em Geofísica
Universidade Federal Fluminense
Outubro 2018
 
Sumário
● Princípios
● Levantamentos de refração
● Estrutura interna da Terra
 
Princípios
 
Sísmica de Refração
● Em muitas situações a subsuperfície pode ser aproximada por 
camadas planas ao longo da linha de refração
● Gráficos de tempo-distância das primeiras chegadas são 
interpretados além da distância de cruzamento para derivar 
informações sobre a profundidade e o mergulho das interfaces 
refratoras
● Essa abordagem simples não funciona em circunstâncias mais 
complexas e outras técnicas são aplicadas
● O método é usado normalmente para localizar refratores que 
separam camadas de diferentes velocidades sísmicas
● Pode ser aplicado também se as velocidades variam 
suavemente vertical ou lateralmente
 
Levantamentos sísmicos de refração
● A grande maioria dos levantamentos é realizada ao longo de 
perfis suficientemente longos para garantir que as refrações 
sejam registradas como primeira chegadas pelo menos para 
metade do comprimento da linha
● Os tempos de trânsito dessas primeiras chegadas fornece as 
velocidades das camadas acima e abaixo da interface refratora e 
sua profundidade
● Os perfis devem ter o comprimento de 5 a 10 vezes a 
profundidade de investigação e necessitam de grandes fontes 
sísmicas
● No caso da sísmica de reflexão são usadas incidências quase 
normais das interfaces profundas, registradas em pequenos 
afastamentos
 
Aplicações na exploração
● Estimativas das constantes elásticas
● o uso de fontes e geofones especiais que permitem o registro em 
separado das ondas P e S e o cálculo da razão de Poisson
● se houver estimativas para a densidade, é possível também calcular os 
módulos de compressão e rigidez
● Estudos para fundações e remoção de rochas
● Delimitação de aterros ou estruturas enterradas
● Exploração de águas subterrâneas
● Determinações de velocidades para uso na interpretação de 
levantamentos de reflexão e no mapeamento de camadas 
intemperizadas
 
Mecanismo da refração
● No ângulo crítico de 
incidência, a perturbação 
sísmica refratada se propaga 
imediatamente abaixo da 
interface com a velocidade 
maior do meio inferior
● Como os dois meios estão em contato, o meio superior é 
forçado a se mover em fase com o inferior
● A vibração da interface devido à passagem da onda funciona 
como uma fonte móvel de ondas P na camada superior e forma 
frentes de ondas planas
● Os raios retornam à superfície no ângulo crítico como uma onda 
frontal (“head wave”) na região de reflexões supercríticas da 
camada superior
Lowrie 2007
 
Pressupostos da interpretação
● A subsuperfície é composta por uma série de camadas, 
separadas por interfaces planas e possivelmente com mergulho
● Em cada camada as velocidades sísmicas são constantes
● As velocidades aumentam com a profundidade
● O caminho dos raios é restrito ao plano vertical que contem o 
perfil
 
Raios refratados em superfícies planas
Kearey 2009
 
Profundidade do refletor
Kearey 2009
● Da equação anterior
● Alternativamente, como em 
x
cros
 os tempos de trânsito da 
onda direta e refratada são 
iguais
● A velocidade das camadas 
corresponde ao inverso da 
inclinação das linhas de 
primeira chegada
 
3 ou mais camadas horizontais
Kearey 2009
t
1
t
2
 
Camada com mergulho
● O inverso do gradiente da curva 
de tempo de trânsito passa a 
representar a velocidade 
aparente do refrator
● Essa velocidade é maior que a 
do refrator quando registrada 
na direção do mergulho acima a 
partir do ponto de tiro e menor 
no mergulho abaixo
● Se forem registrados tiros em 
ambas as extremidades da linha 
o mergulho do refrator 
ocasionará diferenças nos 
gradientes e tempos de 
interceptação
Kearey 2009
 
Ângulo do mergulho
● Através das velocidades para cima e para baixo é possível 
calcular o ângulo do mergulho e a velocidade real do refrator
● Observar que o tempo de trânsito total é o mesmo nas duas 
direções
 
Sismograma de refração
Burger 2006
 
Camada com falha
● A existência de uma falha 
provoca um deslocamento no 
gráfico do tempo de trânsito
● A diferença entres os tempos 
de interceptação é uma 
medida do rejeito da falha
● Notar que o raio que atinge a 
falha em B não foi refratado 
criticamente em A
Kearey 2009
 
Camadas ocultas
● Camadas muito finas ou com 
velocidade muito próxima da 
camada acima produzem 
refração mas não primeira 
quebra
● Os traços tem que ser 
examinados para detectar as 
chegadas tardias
Kearey 2009
 
Camadas cegas
● Raios não podem ser 
refratados criticamente em 
camadas menor velocidade
● Isto leva a uma estimativa 
maior da espessura da 
camada abaixo
● A camada de baixa 
velocidade pode gerar 
reflexões de grande ângulo 
detectáveis em chegadas 
posteriores
Kearey 2009
 
Modelagem por traçamento de raios
Kearey 2009
 
Refração com mudança contínua da 
velocidade com a profundidade
● O caminho da onda sísmica 
através de um meio de 
estratificação horizontal com 
velocidades constantes em cada 
camada e que aumentam com a 
profundidade se torna cada vez 
mais achatado até alcançar a 
refração crítica
● O trajeto de retorno de cada raio 
emergente espelha o trajeto 
incidente
● Se a velocidade aumenta 
continuamente com a 
profundidade, o raio é uma 
curva suave e côncava para cima
Lowrie 2007
 
Levantamentos de refração
 
Levantamentos de pequena escala
● Para levantamentos em locais de construção em geral é 
suficiente uma abertura de 100m e 24 a 48 geofones
● Esses levantamentos detetam facilmente o lençol d'água ou a 
rocha dura (bons refletores)
● A fonte pode ser a queda de um peso ou uma marreta, que 
geram sinais com uma frequência dominante de 100 Hz e 
requerem uma precisão de amostragem de 0,5 ms
● Pode ser feito por 2 pessoas
 
Levantamentos de larga escala
● Uma conexão maior que 1 km entre os detectores e o receptor 
gera problemas logísticos
● No mar são usadas boias com radiotransmissores
● Para levantamentos de larga escala são usados sismógrafos de 
fundo (OBS) com frequência dominante de 10 a 50 Hz e precisão 
de 10 ms
 
Levantamentos da crosta
● As linhas podem chegar a 250 ou 300 km
● São necessários fontes de alta potência (cargas de profundidade 
ou detonações em pedreiras) e um registro preciso dos tempos 
via GPS
● A frequência dominante da fonte é menor que 10 Hz e precisão 
de registro de 50 ms
● Exige grandes equipes
 
Estudos da crosta
Kearey 2009
 
Estrutura interna da Terra
 
Estrutura interna da Terra
● Em 1906, R.D. Oldham observou que ondas P com grandes 
distâncias epicentrais eram retardadas em sua passagem pela 
Terra
● Dessa forma inferiu a existência de um núcleo central onde a 
velocidade das ondas P era reduzida
● Na mesma época foi descoberto que as ondas P e S 
atravessavam o manto mas nenhuma onda S chegava além de 
uma distância epicentral de 105o
● Em 1914, B. Gutenberg verificou a existência de uma zona de 
sombra para ondas P na faixa de distâncias entre 105o e 143o
● Com isso determinou o limite núcleo-manto e previu que as 
ondas P e S deveriam ser refletidas por ele
 
Descontinuidade de Moho
● Em 1909, Mohoroviçiç analisou um terremoto na Croácia e 
descobriu a chegada de uma onda refratada antes da onda 
direta a uma distância de 200 km 
● Ele calculou uma velocidade de 5,6 km/s para a onda direta e 
7,9 km/s para a refratada e estimou que o aumento súbito da 
velocidade ocorria a uma profundidade de 54 km
● A descontinuidade de Moho representa o limite entre a crosta e 
o manto
● A espessura crustal média é de 33 km
● pode ser de até 5 km sob os oceanos
● varia entre 60–80 km sob algumas cadeias de montanhas
 
Descontinuidade de Moho
Burger 2006
 
Estrutura do núcleo
● Em 1936, Inge Lehmann, na Dinamarca, encontrou ondas P 
fracas na zona de sombra
● Isso foi interpretado em termos de umnúcleo interno com 
velocidades sísmicas mais altas
● A existência de um núcleo interno sólido é também confirmada 
pela análise das vibrações naturais da Terra
● A estrutura básica interna da Terra é modelada então como um 
conjunto de cascas concêntricas que correspondem ao núcleo 
interior, núcleo exterior e manto (o modelo atual é o PREM)
● Além das velocidades, as modelagens tem que levar em conta a 
distribuição das densidades, o momento de inércia e as 
oscilações livres da Terra
 
Refração em uma Terra esférica
● Modelo formado por cascas 
esféricas de velocidade 
constante e que aumentam com 
a profundidade
● Se as velocidades aumentam 
continuamente, o raio sísmico é 
também refratado 
continuamente e é côncavo para 
cima
● O tempo de trânsito do raio até 
um epicentro de distância 
conhecida pode ser 
matematicamente invertido para 
fornecer a velocidade do ponto 
mais profundo da trajetória
Lowrie 2007
 
Ondas sísmicas no interior da Terra
Lowrie 2007
 
Ondas P no interior da Terra
Lowrie 2007
 
Velocidades no interior da Terra
Lowrie 2007
● 5-60 km: limite crosta-manto 
(Moho)
● 100 a 200 km: zona dúctil de 
baixa velocidade 
(astenosfera)
● 400 km: transição olivina – 
espinélio
● 650-670 km: transição 
espinélio – perovskita
● 2.900 km: limite manto-
núcleo exterior líquido
● 5.100 km: limite núcleo 
exterior-interior sólido
 
Velocidades nas camadas superiores
Lowrie 2007 Understanding Earth
 
Tomografia sísmica
● As zonas da subsuperfície são 
examinadas pela transmissão 
de um grande número de 
raios sísmicos
● O volume em exame é 
subdividido em elemento 
cúbicos
● Supondo raios lineares entre 
a fonte e o receptor, o tempo 
gasto por cada raio em cada 
elemento pode ser calculado 
e as velocidades ajustadas 
para minimizar os erros entre 
os valores calculados e 
observados
Kearey 2009
 
Tomografia de ondas P do manto
Lowrie 2007
 
Tomografia de ondas S em
diferentes profundidades
Understanding Earth
 
Bibliografia
● Kearey, P. Geofísica de Exploração. Cap. 6. Oficina de Textos, 
2009.
● Lowrie, W. M. Fundamentals of Geophysics. Cambridge 
University Press, 2007
● Telford, W. M., L. P. Geldart, and R. E. Sheriff, Applied 
Geophysics, 2a ed. Cambridge University Press, 1990
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