Sismo

 Nota: "Terremoto" e "Terramoto" redirecionam para este artigo. Para outras acepções de "Terremoto" ou "Terramoto", veja Terremoto (desambiguação).

Os epicentros dos sismos concentram-se principalmente nos limites das placas tectônicas, em especial no Anel de Fogo do Pacífico.

Sismo é um tremor da superfície da Terra causado pela liberação súbita de energia em seu interior, que gera ondas sísmicas. O fenômeno também é chamado de terremoto, termo corrente no Brasil, terramoto, empregado em Portugal, abalo sísmico ou tremor de terra.

Os sismos variam desde eventos tão fracos que não podem ser sentidos até abalos capazes de danificar infraestrutura crítica e destruir áreas urbanas inteiras. A intensidade do tremor varia de um lugar para outro, mesmo em um único sismo. A sismicidade de uma região corresponde à distribuição dos sismos no espaço e no tempo e pode ser caracterizada por sua frequência, magnitude e profundidade.

Em sentido amplo, "sismo" também pode designar eventos que produzem ondas sísmicas por outras causas. O evento pode ser natural ou induzido por atividades humanas, entre elas mineração, fraturamento hidráulico e testes nucleares. O ponto onde uma ruptura tectônica começa recebe o nome de hipocentro ou foco. O epicentro fica na superfície, diretamente acima do hipocentro. A maior parte dos sismos decorre do deslizamento súbito em falhas geológicas, embora também haja atividade sísmica ligada a vulcões, deslizamentos de terra e outros processos.

Entre os sismos mais destrutivos registrados estão o sismo de Tangshan de 1976, na China, que matou centenas de milhares de pessoas, e o sismo de Valdivia de 1960, no Chile, cuja magnitude de 9,5 é a maior já medida instrumentalmente. Os efeitos de um sismo podem incluir tremor do solo, liquefação do solo, ruptura superficial, incêndios, deslizamentos de terra e tsunâmis. O estudo dos movimentos tectônicos, da teoria do rebote elástico e das falhas permite compreender como esses eventos começam e se propagam. A redução dos riscos envolve previsão probabilística, planejamento de emergência, reforço sísmico e engenharia sísmica.

Terminologia

Um sismo tectônico resulta da liberação súbita de energia durante o deslizamento de uma falha. O hipocentro é o ponto inicial de uma ruptura que pode estender-se por uma grande área. O epicentro é sua projeção vertical na superfície, e não necessariamente o local onde o tremor ou os danos serão maiores.

A palavra "tremor" também é usada para sinais sísmicos prolongados, como os que acompanham o tremor episódico e deslizamento, distintos dos abalos breves de muitos sismos tectônicos. Explosões em minas e testes nucleares produzem ondas sísmicas, mas seu mecanismo de geração difere do deslizamento de uma falha. Já a sismicidade induzida por injeção de fluidos ou mineração pode envolver a ruptura de falhas pelo mesmo mecanismo físico dos sismos naturais.

A atividade sísmica de uma região expressa a ocorrência de sismos nessa região. Sua caracterização pode reunir a localização dos focos, as magnitudes e as taxas de ocorrência, sem se limitar à quantidade de energia liberada.

História da observação e da sismologia

Em 132, o polímata chinês Zhang Heng construiu o primeiro sismoscópio conhecido. O instrumento usava um recipiente de bronze cercado por cabeças de dragões e indicava a direção aproximada de um abalo distante pela queda de uma esfera.

Na década de 1880, John Milne, James Alfred Ewing e Thomas Gray trabalharam no Japão no desenvolvimento de instrumentos para registrar o movimento do solo. Milne participou da fundação da Sociedade Sismológica do Japão e do aperfeiçoamento de sismógrafos de pêndulo horizontal. Depois de retornar à Inglaterra, participou da organização de uma rede de estações que passou a fornecer registros de sismos distantes em diferentes partes do mundo.

Exemplos

Ver artigo principal: Lista de sismos

Sismos de magnitude 6,0 ou superior entre 1900 e 2017.

Sismos de magnitude 8,0 ou superior entre 1900 e 2018. O volume aparente das esferas é proporcional ao número de mortes atribuído a cada evento.

Um dos episódios mais destrutivos registrados foi o sismo de Shaanxi de 1556, ocorrido em 23 de janeiro de 1556, na província chinesa de Shaanxi. A estimativa histórica de cerca de 830 mil mortos é incerta e inclui perdas atribuídas à fome e a doenças posteriores ao abalo. Muitas moradias eram yaodongs, habitações escavadas em encostas de loesse, e seu desabamento causou grande parte das mortes imediatas. O sismo de Tangshan de 1976, com estimativas entre 240 mil e 655 mil mortos, foi um dos sismos mais letais do século XX.

O sismo de Valdivia de 1960, ocorrido no Chile em 22 de maio de 1960, atingiu magnitude de momento 9,5. O sismo do Alasca de 1964, ocorrido em 27 de março de 1964 no horário local, na Enseada do Príncipe Guilherme, atingiu 9,2. Pela definição da escala, essa diferença de 0,3 unidade corresponde a um momento sísmico aproximadamente 2,8 vezes maior no evento chileno. O momento sísmico não é uma medida direta da energia irradiada em ondas, que também depende das características da ruptura.

Os maiores sismos instrumentais, com magnitudes superiores a 9, ocorreram como megassismos em zonas de subducção. Entre os eventos de grande magnitude e elevado número de vítimas está o sismo e tsunami do Oceano Índico de 2004. A magnitude, por si só, não determina o número de mortes. A exposição da população, a vulnerabilidade das construções e a geração de tsunâmis ou deslizamentos também condicionam as perdas. Áreas onde grandes sismos são pouco frequentes podem sofrer danos elevados quando as construções não seguem normas sísmicas adequadas.

Sismos incluídos no catálogo mundial da NOAA, por país, em 2024. A seleção considera mortes, danos, grande magnitude ou outros efeitos, não apenas a magnitude.

Ocorrência

Três tipos de falha:
A. falha transcorrente
B. falha normal
C. falha inversa.

Sismos tectônicos podem ocorrer onde as tensões acumuladas permitem iniciar e propagar o deslizamento de uma falha. Os lados de uma falha também podem mover-se lentamente por deslizamento assísmico. Muitas falhas contêm asperidades e apresentam propriedades de atrito que favorecem um fenômeno de aderência e deslizamento, no qual períodos de bloqueio são interrompidos por movimentos repentinos. A presença de irregularidades, sozinha, não determina se o deslizamento será sísmico ou assísmico.

Quando a falha fica bloqueada, o movimento relativo das placas continua e aumenta a tensão e a energia de deformação elástica armazenada nas rochas ao seu redor. Quando as condições permitem vencer a resistência ao deslizamento, a ruptura começa e parte da energia acumulada é liberada. Essa energia é repartida entre ondas sísmicas, calor gerado pelo atrito e processos de fraturamento e deformação das rochas.

Esquema da teoria do rebote elástico. Uma falha bloqueada acumula deformação até romper, e as rochas em seus lados reajustam-se depois do deslizamento.

A acumulação gradual de deformação e tensão, interrompida por rupturas repentinas, é explicada pela teoria do rebote elástico. A proporção da energia convertida em ondas sísmicas varia entre os eventos. A parcela dissipada por atrito e deformação não pode ser inferida apenas da magnitude. Um sismo reduz parte da energia potencial elástica disponível e pode elevar localmente a temperatura da zona de falha.

Tipos de falha

Mais informações: Falha geológica

Há três tipos básicos de movimento de falha: normal, inverso ou de empurrão e transcorrente. Eles podem ocorrer em sismos interplacas ou em sismos intraplacas. O rumo e mergulho do plano de falha define sua orientação. Falhas normais e inversas apresentam movimento predominantemente na direção do mergulho, com uma componente vertical. Muitas rupturas combinam deslocamento ao longo do mergulho e do rumo, caso chamado de movimento oblíquo.

As regiões mais superficiais e frágeis da crosta e as porções relativamente frias de placas que descem para o manto concentram grande parte da atividade sísmica. Na crosta continental, o aumento da temperatura favorece a deformação dúctil e limita a profundidade de muitos sismos. Essa transição depende da composição das rochas, da pressão e da velocidade de deformação, e não corresponde a uma temperatura única para todo o planeta.

Grandes rupturas podem percorrer centenas de quilômetros ou ultrapassar mil quilômetros em um único evento. No sismo de Samatra de 2004, a área rompida estendeu-se por aproximadamente 1.300 km ao longo da zona de subducção. Grandes rupturas também ocorreram no Alasca em 1957 e no Chile em 1960. Entre as rupturas extensas em falhas transcorrentes estão as da Falha de Santo André em 1857 e 1906, da Falha Setentrional da Anatólia em 1939 e da Falha de Denali em 2002. O comprimento e a largura disponíveis para ruptura variam conforme a estrutura da falha e o ambiente tectônico.

Falhas normais

As falhas normais ocorrem sobretudo em regiões submetidas a extensão, como nos limites divergentes, e também no interior de placas em subducção. Em centros de expansão com uma camada frágil fina, as dimensões das rupturas tendem a ser limitadas. No sudoeste da Islândia, por exemplo, estimativas da espessura da camada sísmica chegam a cerca de 6 km em certas áreas. Não existe, porém, um limite geral de magnitude 7 para falhas normais. O sismo de Chiapas de 2017, de magnitude 8,2, resultou de falhamento normal dentro de uma placa em subducção.

Falhas inversas

As falhas inversas formam-se onde a crosta sofre encurtamento, como nos limites convergentes. As grandes falhas de empurrão entre placas em zonas de subducção podem romper áreas extensas e produzir os sismos de maior magnitude. As zonas de subducção respondem por cerca de 90% do momento sísmico liberado globalmente, em uma estimativa de longo prazo.

Falhas transcorrentes

Nas falhas transcorrentes, o deslocamento relativo entre os blocos é predominantemente horizontal. Falhas transformantes são falhas transcorrentes que acomodam o movimento entre placas. Em falhas continentais quase verticais, a largura da área que pode romper costuma ser limitada pela espessura da camada sísmica.

Sismos transcorrentes podem ultrapassar magnitude 8. O evento de magnitude 8,6 ocorrido no oceano Índico em 11 de abril de 2012 rompeu falhas no interior da litosfera oceânica. Esse caso impede que um valor próximo de 8 seja usado como limite geral para o falhamento transcorrente.

Vista aérea da Falha de Santo André na Planície de Carrizo, a noroeste de Los Angeles.

O regime de tensões e as propriedades da falha também afetam a distribuição de magnitudes. Uma comparação entre ambientes tectônicos encontrou uma proporção relativamente maior de sismos grandes nos regimes de empurrão do que nos regimes normais. Essa relação estatística não estabelece uma magnitude máxima para cada tipo de falha nem permite deduzir a tensão de um evento apenas pelo sentido do movimento.

Energia liberada

Uma relação aproximada muito usada associa o aumento de uma unidade de magnitude a cerca de 32 vezes mais energia sísmica irradiada. Por essa aproximação, um sismo de magnitude 6,0 libera cerca de 32 vezes a energia de um de magnitude 5,0, enquanto a diferença entre magnitudes 7,0 e 5,0 corresponde a aproximadamente mil vezes. Esses fatores não são uma identidade física entre magnitude de momento e energia: sismos de igual magnitude de momento podem irradiar quantidades diferentes de energia.

A magnitude de momento é calculada a partir do momento sísmico, que depende da rigidez das rochas, da área rompida e do deslocamento médio na falha. Um aumento de uma unidade nessa escala corresponde a aproximadamente 31,6 vezes o momento sísmico. A queda de tensão e a dinâmica da ruptura também afetam a energia irradiada, mas não substituem esses parâmetros na definição do momento.

Quanto maiores o comprimento, a largura e o deslocamento da ruptura, maior pode ser sua magnitude. Nas margens convergentes, falhas com baixo mergulho podem romper uma faixa com dezenas a centenas de quilômetros de largura. Essa geometria permite áreas de ruptura maiores do que as de muitas falhas verticais da crosta continental.

Foco

Ver artigo principal: Hipocentro

O edifício Gran Hotel após o sismo de San Salvador de 1986, um evento de foco raso.

A distância vertical entre o foco e a superfície, chamada profundidade focal, é usada para classificar os sismos. Eventos com foco a menos de 70 km são classificados como rasos. Entre 70 e 300 km, são classificados como intermediários. Os sismos de foco profundo ocorrem abaixo de 300 km, geralmente até cerca de 700 km.

Em zonas de subducção, a crusta oceânica e o manto litosférico de uma placa descem sob outra. A atividade sísmica acompanha a placa mergulhante em faixas chamadas zonas de Wadati-Benioff.

Sismos profundos acontecem sob pressões e temperaturas nas quais a ruptura frágil comum à crosta rasa é dificultada. Seus mecanismos ainda são investigados. Uma proposta envolve instabilidades durante a transformação de olivina em minerais de estrutura mais densa, do tipo espinela, dentro da placa subduzida.

Atividade vulcânica

Ver artigo principal: Sismo vulcano-tectônico

Sismos são frequentes em regiões vulcânicas. Podem resultar da ruptura de rochas sob tensões tectônicas ou alteradas pelo deslocamento de magma no interior de vulcões. Essa atividade pode anteceder erupções, como ocorreu antes da erupção do Monte Santa Helena em 1980. Enxames sísmicos também podem acompanhar o deslocamento do magma. Redes de sismômetros e inclinômetros registram esses sinais e a deformação do terreno, auxiliando no acompanhamento da atividade eruptiva. A ocorrência de um enxame, isoladamente, não garante que haverá uma erupção.

Ajuste pós-glacial

Mudanças na carga exercida sobre a crosta também podem alterar as tensões de falhas intraplaca. Em regiões que perderam grandes mantos de gelo depois da última glaciação, o ajuste pós-glacial pode somar-se às tensões tectônicas preexistentes e reativar estruturas antigas. Esse processo foi estudado na Fino-Escandinávia e no Escudo Canadense, onde há vestígios de sismos pós-glaciais ligados à resposta da litosfera à retirada do gelo.

Sismicidade criogênica

Movimentos e fraturas em geleiras e outras massas de gelo produzem sinais sísmicos que podem ser registrados e estudados com técnicas sismológicas. Entre suas fontes estão o deslizamento basal de geleiras, a abertura de fraturas e o desprendimento de grandes blocos de gelo. A sismicidade da criosfera abrange mecanismos distintos, e esses eventos não devem ser confundidos com a ruptura tectônica da crosta.

O congelamento rápido da água presente no solo ou em fraturas de rochas também pode provocar rupturas e pequenos abalos, chamados sismos de gelo. Esses eventos locais não são sismos tectônicos.

Dinâmica da ruptura

Um sismo tectônico começa em uma área inicial de deslizamento na superfície da falha. Quando a ruptura se torna instável, pode propagar-se ao longo da falha e em profundidade. Sua propagação pode cessar ao alcançar uma barreira estrutural ou uma região onde a energia disponível é insuficiente para vencer a resistência ao deslizamento. Na crosta, a zona de transição frágil-dúctil costuma limitar a extensão da região sísmica em profundidade. Na parte superior, a ruptura pode alcançar a superfície ou terminar antes dela.

A mecânica dessa propagação ainda não é totalmente compreendida porque é difícil reproduzir em laboratório as condições de uma falha natural ou registrar diretamente o início de uma ruptura em profundidade. A velocidade da frente de ruptura é distinta da velocidade com que os dois lados da falha deslizam entre si. Em muitos sismos, a frente avança a alguns quilômetros por segundo, abaixo da velocidade das ondas S, mas há rupturas mais rápidas e outras muito mais lentas.

O calor de atrito produzido durante um deslizamento rápido pode chegar a derreter localmente a rocha da zona de falha. Quando esse material fundido se solidifica, pode formar pseudotaquilito. Pseudotaquilitos em falhas antigas podem conservar vestígios de deslizamentos sísmicos rápidos ocorridos no passado geológico.

Sismos de ruptura supershear

Danos nos sismos da Turquia e Síria de 2023, que atingiram a região da Falha Oriental da Anatólia. Análises das rupturas encontraram trechos com velocidades superiores às das ondas S.

Nos chamados sismos supershear, a frente de ruptura propaga-se a uma velocidade superior à das ondas S. Esse comportamento foi observado em grandes eventos transcorrentes. A concentração de ondas produzida pela ruptura pode gerar uma frente de Mach, análoga à que produz um estrondo sônico. Esse mecanismo foi proposto para explicar parte da distribuição dos danos no terremoto de Kunlun em 2001.

Sismos lentos

Nos sismos lentos, o deslizamento de uma falha se desenvolve mais lentamente que em um sismo tectônico comum. A categoria abrange fenômenos com durações e sinais distintos. Eventos de deslizamento lento podem durar dias, meses ou mais e liberar momento sísmico com pouca radiação nas frequências que costumam produzir tremores perceptíveis.

O sismo de tsunâmi é um fenômeno distinto dos eventos geodésicos de deslizamento lento. Trata-se de um sismo que gera um tsunâmi desproporcionalmente grande em relação às ondas sísmicas de períodos mais curtos ou ao tremor percebido em terra. Sua ruptura pode ser lenta em comparação com a de sismos comuns, sem se prolongar pelos dias ou meses característicos de muitos eventos de deslizamento lento. O terremoto de Sanriku de 1896 produziu tremor relativamente fraco e um tsunâmi destrutivo.

Sobrepressão cossísmica e pressão de poros

Durante o deslizamento, o calor de atrito pode elevar a temperatura dos fluidos presentes nos poros da zona de falha. Quando a drenagem é insuficiente, sua expansão térmica pode aumentar a pressão de poros e reduzir a tensão normal efetiva que mantém os blocos em contato. Esse processo, chamado pressurização térmica, não exige que a água se vaporize.

Pela teoria de Mohr-Coulomb, o aumento da pressão do fluido pode facilitar o deslizamento ao reduzir essa tensão efetiva. A pressurização térmica pode alimentar uma redução adicional da resistência durante a ruptura. Depois do choque principal, a redistribuição de fluidos pode elevar a pressão em fraturas vizinhas e favorecer sua reativação. Esse é um dos mecanismos propostos para certas sequências de réplicas, não uma explicação única para todas elas. De modo semelhante, a injeção artificial de fluidos na crosta pode produzir sismicidade induzida.

Forças de maré

Ver artigo principal: Correlação entre sismos e marés

As marés terrestres e oceânicas alteram ligeiramente as tensões nas falhas. Em certas condições, essas variações podem favorecer a ruptura de uma falha que já esteja próxima da instabilidade. Foram encontradas correlações para alguns conjuntos de sismos rasos de empurrão. Outros testes encontraram correlações fracas ou ausentes, inclusive para ciclos de aproximadamente duas semanas. Essas relações estatísticas não permitem prever um sismo a partir da fase da Lua ou das marés.

Agrupamentos

Muitos sismos fazem parte de sequências relacionadas no espaço e no tempo. Grande parte desses agrupamentos é formada por abalos pequenos que produzem poucos danos ou nenhum. Há também sismos repetitivos em determinados segmentos de falha. Um exemplo é Parkfield, na Califórnia, onde a recorrência sísmica tem sido estudada por longos períodos. A análise quantitativa dessas sequências é um dos temas da sismologia estatística.

Réplicas

Ver artigo principal: Réplica (sismologia)

Magnitudes dos sismos de agosto, dos sismos de outubro de 2016, dos sismos de janeiro de 2017 e de suas réplicas na Itália central.

Uma réplica é um sismo que ocorre depois de outro evento, chamado choque principal, na região afetada pela ruptura. A redistribuição das tensões produzidas pelo evento principal está entre os mecanismos que favorecem as réplicas. Réplicas têm magnitude menor que o choque principal, mas ainda podem danificar construções já fragilizadas. Se um evento posterior tiver magnitude maior, ele passa a ser classificado como choque principal, e o evento anterior pode ser reclassificado como premonitor. Essa classificação é retrospectiva e não significa que um pequeno sismo permita saber antecipadamente se outro maior ocorrerá.

Enxames

Ver artigo principal: Enxame sísmico

Enxames sísmicos são sequências de abalos concentrados em determinada região, sem que um único evento se destaque claramente como choque principal. Em 2004, um enxame ocorreu no Parque Nacional de Yellowstone. Em agosto de 2012, outro enxame atingiu o Imperial Valley, no sul da Califórnia, e produziu a maior atividade desse tipo registrada ali desde a década de 1970.

Uma sequência também pode formar uma tempestade de sismos, na qual eventos em segmentos vizinhos de uma falha são favorecidos pelo tremor ou pela transferência de tensão de Coulomb produzida pelos eventos anteriores. Essas sequências podem estender-se por anos e alguns dos eventos tardios podem causar danos comparáveis aos iniciais. Esse modelo foi usado para interpretar a sequência de grandes sismos da Falha Setentrional da Anatólia durante o século XX e agrupamentos antigos no Oriente Médio.

Frequência

O sismo de Messina de 1908 e o tsunâmi subsequente mataram cerca de 80 mil pessoas em 28 de dezembro de 1908, na Sicília e na Calábria.

Uma estimativa divulgada pelo Serviço Geológico dos Estados Unidos aponta cerca de 500 mil sismos detectáveis por ano, dos quais aproximadamente 100 mil podem ser sentidos. Esses números não equivalem à quantidade efetivamente incluída em um único catálogo, pois a detecção depende da cobertura e da sensibilidade dos instrumentos. Abalos pequenos ocorrem com frequência na Califórnia e no Alasca, nos Estados Unidos, e em países e regiões como El Salvador, México, Guatemala, Chile, Peru, Indonésia, Filipinas, Irã, Paquistão, Açores, Turquia, Nova Zelândia, Grécia, Itália, Índia, Nepal e Japão.

Grandes sismos são menos frequentes. A relação entre frequência e magnitude é aproximadamente exponencial, expressa pela lei de Gutenberg-Richter. Quando o parâmetro dessa relação tem valor próximo de 1, ocorrem aproximadamente dez vezes mais sismos acima da magnitude 4 do que acima da magnitude 5. A proporção varia entre regiões e conjuntos de eventos. No Reino Unido, uma estimativa de recorrência média aponta um sismo de magnitude entre 3,7 e 4,6 por ano, um entre 4,7 e 5,5 a cada dez anos e um de 5,6 ou mais a cada cem anos. Esses intervalos são médias estatísticas, não uma periodicidade de ocorrência.

O crescimento das redes sismológicas e a melhoria dos instrumentos permitem detectar mais sismos pequenos do que no passado. O aumento do número de eventos catalogados não significa, por si só, que a atividade sísmica global tenha aumentado. Com base em registros desde cerca de 1900, o Serviço Geológico dos Estados Unidos estima uma média anual de aproximadamente 15 sismos de magnitude entre 7,0 e 7,9 e um de magnitude 8,0 ou superior. Há flutuações de um ano para outro, sem que um aumento ou uma redução temporária anuncie necessariamente um grande sismo.

Cerca de 90% dos sismos do mundo ocorrem na faixa sísmica circumpacífica, conhecida como Anel de Fogo do Pacífico. Essa faixa acompanha margens de placas ao redor do oceano Pacífico, não apenas as bordas da Placa do Pacífico. Grandes sismos também ocorrem em outros limites de placas, como nos Himalaias.

A forma do relevo também pode aumentar localmente o movimento sísmico em cristas montanhosas. O crescimento de megacidades como Cidade do México, Tóquio e Teerã em áreas de alto risco sísmico aumenta o número de pessoas expostas a grandes eventos.

Sismicidade induzida

Ver artigo principal: Sismicidade induzida

Embora a maioria dos sismos resulte de processos tectônicos naturais, atividades humanas também podem desencadeá-los. A construção de reservatórios, a extração de carvão, petróleo e outros recursos, o descarte de fluidos em poços de injeção e o fraturamento hidráulico podem alterar as tensões ou a pressão de poros na crosta. Muitos desses eventos têm magnitude pequena, mas há casos capazes de causar danos.

O sismo de Oklahoma de 2011, de magnitude 5,7, foi associado ao descarte de águas residuais da produção de petróleo em poços de injeção. Pesquisas também relacionaram parte da atividade sísmica de Oklahoma durante o século XX à indústria petrolífera.

A possível participação do reservatório da Barragem de Zipingpu no desencadeamento do sismo de Sujuão de 2008 foi objeto de debate. Uma pesquisa propôs que a carga do reservatório poderia ter favorecido a ruptura, mas essa relação não foi estabelecida de forma conclusiva.

Explosões também geram ondas sísmicas. Testes nucleares subterrâneos podem ser reconhecidos por redes sismológicas porque sua fonte e algumas características dos sinais diferem das de um sismo tectônico.

Medição e localização

Ver artigos principais: Magnitude sísmica e Sismologia

A escala de Richter, desenvolvida na década de 1930, calcula a magnitude local a partir da amplitude do movimento registrado, com correções para a distância. Ela ainda é usada para certos sismos locais, mas não mede adequadamente o tamanho dos maiores eventos. Outras escalas foram desenvolvidas para diferentes distâncias e faixas de magnitude, entre elas a magnitude de ondas superficiais.

A escala de magnitude de momento usa o momento sísmico, calculado a partir da rigidez das rochas, da área total de ruptura e do deslocamento médio na falha. Por não apresentar a mesma saturação das escalas baseadas em amplitudes de períodos limitados, é usada para expressar o tamanho de grandes sismos.

As escalas de intensidade expressam o tremor em cada local. A escala de Mercalli e a escala Medvedev-Sponheuer-Karnik usam efeitos observados nas pessoas, nas construções e no ambiente. A escala da Agência Meteorológica do Japão é determinada instrumentalmente. Suas tabelas de efeitos típicos ajudam a interpretar os níveis, mas não são o método usado para calcular a intensidade divulgada pela agência.

Intensidade e magnitude

A magnitude caracteriza o tamanho do sismo na fonte. A intensidade caracteriza o tremor em determinado local e varia com a distância à ruptura, as condições do terreno e as características das ondas. Um mesmo sismo pode receber estimativas de magnitude ligeiramente diferentes, conforme a escala, os dados e o método de cálculo, e produzir intensidades muito diferentes em localidades distintas.

Em mapas macrossísmicos, isossistas são linhas que unem pontos de mesma intensidade. Esses mapas permitem reconstruir a distribuição dos efeitos de sismos antigos, inclusive eventos anteriores às redes instrumentais.

Charles Francis Richter desenvolveu em 1935 a primeira escala de magnitude que alcançou ampla adoção. Na escala de magnitude local, um aumento de uma unidade corresponde a dez vezes a amplitude corrigida do registro. Essa relação não deve ser aplicada indistintamente a todas as escalas. Na magnitude de momento, a diferença de uma unidade corresponde a cerca de 31,6 vezes o momento sísmico.

Embora a expressão "escala Richter" seja usada com frequência fora da sismologia, ela não é sinônimo de qualquer medida de magnitude. A escala adotada e o tipo de estimativa precisam ser considerados ao comparar valores de diferentes catálogos.

Ondas sísmicas

Os sismos produzem ondas que se propagam pelo interior da Terra e pela superfície. As ondas P são longitudinais, com compressões e expansões na direção de propagação. As ondas S são transversais, com movimento perpendicular à direção de propagação. Entre as ondas superficiais estão as ondas de Rayleigh e as ondas de Love.

Velocidade das ondas sísmicas

A velocidade depende das propriedades elásticas, da densidade, da porosidade e dos fluidos presentes no material. No mesmo meio sólido, as ondas P são mais rápidas que as ondas S. Uma razão próxima de 1,7 entre essas velocidades é uma aproximação útil para certas rochas, não uma constante válida para todo o planeta. Líquidos transmitem ondas de compressão, mas não ondas S de volume, pois não resistem à deformação de cisalhamento da mesma forma que um sólido.

Materiais pouco consolidados podem apresentar velocidades muito menores que as de rochas compactas. Os valores da tabela são exemplos aproximados, não intervalos universais para cada material.

Exemplos de velocidades de propagação

Material	Ondas P, em km/s	Ondas S, em km/s
Solo	0,3–0,7	0,1–0,3
Areia seca	0,4–1,2	0,1–0,5
Areia úmida	1,5–2,0	0,4–0,6
Granito	4,5–6,0	2,5–3,3
Água	1,45–1,50	Não se propagam como ondas de volume

Chegada das ondas sísmicas

Como as ondas P e S viajam a velocidades distintas, a diferença entre seus tempos de chegada permite estimar a distância à fonte quando se conhece um modelo de velocidades apropriado. A localização de um sismo usa tempos de chegada de estações diferentes e curvas ou cálculos de propagação. Não existe um único fator de conversão entre segundos e quilômetros que seja válido para todas as distâncias, profundidades e trajetórias.

A análise dos tempos de propagação também permite estudar a estrutura interna da Terra. Em 1913, Beno Gutenberg estimou a profundidade da fronteira entre o manto e o núcleo. As ondas S e as ondas superficiais frequentemente produzem movimentos mais danosos que as primeiras ondas P, mas a resposta de uma construção depende também da amplitude, da duração e das frequências do tremor.

Localização e registro

Ver artigo principal: Epicentro

Além da magnitude, os sismos são classificados pela região onde ocorrem. Para fins de catalogação, o planeta foi dividido em 754 regiões de Flinn-Engdahl, com subdivisões menores nas áreas de maior atividade sísmica.

Um boletim sísmico costuma informar magnitude, data e hora, coordenadas geográficas do epicentro, profundidade do foco, região, distância de centros populacionais, incerteza da localização, número de estações e observações utilizadas e um identificador do evento.

Em 2016, uma análise dos registros do sismo e tsunâmi de Tohoku em 2011 encontrou um sinal gravitacional anterior à chegada das ondas P a uma estação. O sinal resultava da redistribuição de massa durante uma ruptura que já estava em curso. A detecção foi retrospectiva e não constituiu uma previsão do sismo nem um alerta operacional instantâneo. A possibilidade de usar esses sinais para estimar rapidamente grandes eventos depende de instrumentos sensíveis e da separação do sinal em relação ao ruído.

Efeitos

Gravura de 1755 mostrando Lisboa em ruínas e em chamas após o terramoto de Lisboa, enquanto um tsunâmi atinge as embarcações no porto.

Edifícios danificados em Porto Príncipe após o sismo do Haiti de 2010.

Tremor e ruptura do solo

O tremor e a ruptura superficial são efeitos diretos de um sismo. A força do movimento em cada local depende da magnitude, da distância à área rompida, das características da fonte e das condições geológicas e geomorfológicas. A profundidade, isoladamente, não determina a gravidade dos danos. Entre as medidas usadas para caracterizar o movimento está a aceleração do solo.

Sedimentos superficiais moles podem amplificar certas frequências do movimento transmitido por rochas mais rígidas em profundidade. A geometria do terreno e das camadas geológicas também pode modificar a propagação das ondas e concentrar energia sísmica. Construções de diferentes alturas e sistemas estruturais não respondem da mesma maneira ao mesmo tremor.

A ruptura superficial é o rompimento e deslocamento visível da superfície ao longo da falha. Em grandes eventos, o deslocamento pode atingir metros. Esse fenômeno é um risco para barragens, pontes e usinas nucleares, motivo pelo qual falhas capazes de romper a superfície precisam ser consideradas no projeto dessas estruturas.

Liquefação do solo

Ver artigo principal: Liquefação do solo

A liquefação pode ocorrer quando o tremor eleva a pressão da água nos poros de um solo granular saturado, especialmente quando seus grãos estão pouco compactados. A redução da tensão efetiva diminui a resistência do solo, que pode passar a escoar ou sofrer grandes deformações. Não se trata de uma mudança de estado físico dos grãos.

Edifícios e pontes podem inclinar-se ou afundar no terreno que perdeu resistência. No sismo do Alasca de 1964, a liquefação esteve entre os processos que danificaram construções e infraestrutura.

Efeitos geofísicos

Grandes sismos redistribuem massa na Terra e podem produzir alterações minúsculas na rotação do planeta. Cálculos preliminares do Laboratório de Propulsão a Jato para o sismo e tsunâmi de Tohoku em 2011 estimaram uma redução de aproximadamente 1,8 microssegundo na duração do dia e um deslocamento de cerca de 17 cm no eixo de figura da Terra. Para o sismo do Chile de 2010, as estimativas foram de cerca de 1,26 microssegundo e 8 cm. Esses valores resultaram de modelos da redistribuição de massa, não de uma medição direta dessas pequenas mudanças isoladas.

O eixo de figura depende da distribuição da massa do planeta e não deve ser confundido com a orientação do eixo de rotação da Terra no espaço. As alterações calculadas para esses sismos são menores que mudanças na duração do dia e na posição do eixo de figura produzidas regularmente pela circulação atmosférica e oceânica.

Efeitos humanos

Mortes atribuídas a sismos e a seus efeitos secundários, por país, em 2024. As áreas hachuradas não têm dados disponíveis.

Ruínas da Torre de Għajn Ħadid, que desabou durante o sismo de Heraclião de 1856.

Os danos dependem da intensidade do tremor e das características das comunidades expostas. Populações com construções vulneráveis, infraestrutura limitada e poucos recursos para resposta e reconstrução podem sofrer efeitos mais graves e demorados. Entre os efeitos possíveis estão:

• ferimentos e mortes;
• danos de curto ou longo prazo à infraestrutura crítica;
  • estradas, pontes e redes de transporte público;
  • interrupções de água, eletricidade, esgoto e gás;
  • danos aos sistemas de comunicação;
• interrupção de serviços de hospitais, polícia e bombeiros;
• danos a propriedades;
• colapso ou perda de estabilidade de edifícios.

Depois do desastre, podem surgir falta de água, alimentos, abrigo e outros bens básicos, além de problemas psicológicos entre sobreviventes. As perdas podem estender-se pelo período de reconstrução, e sua distribuição entre proprietários, governos e seguradoras depende das condições de recuperação e da cobertura dos seguros contra sismos.

A Organização das Nações Unidas para Alimentação e Agricultura estimou US$ 336 bilhões em perdas agrícolas causadas por sismos entre 1991 e 2023. Sismos podem danificar instalações de processamento, armazéns, sistemas de irrigação e estruturas usadas para criação de animais, afetando o abastecimento de alimentos.

Deslizamentos de terra

Mais informações: Deslizamento de terra

O tremor pode desestabilizar encostas e provocar quedas de rochas e deslizamentos. Um banco de dados com eventos entre 1772 e agosto de 2021 reuniu 281 sismos acompanhados por deslizamentos documentados. Para 162 deles havia dados sobre mortes provocadas pelos deslizamentos.

Incêndios

Incêndios após o sismo de São Francisco de 1906.

Mais informações: Incêndio

Sismos podem romper redes elétricas e tubulações de gás, dando início a incêndios. Se redes de água também forem danificadas e perderem pressão, o combate às chamas torna-se mais difícil. No sismo de São Francisco de 1906, os incêndios causaram mais danos que o próprio tremor.

Tsunâmis

Tsunâmi produzido pelo sismo e tsunami do Oceano Índico de 2004.

Ver artigo principal: Tsunâmi

Tsunâmis são ondas de grande comprimento e período produzidas pelo deslocamento rápido de água. Um sismo submarino pode gerá-los quando sua ruptura desloca o fundo do mar e a coluna de água acima dele. Deslizamentos submarinos também podem produzi-los. Em oceano aberto, a distância entre cristas pode ultrapassar 100 km e o período das ondas pode variar de cinco minutos a uma hora. Conforme a profundidade da água, um tsunâmi pode propagar-se a 600–800 km/h e cruzar um oceano em poucas horas.

Não há um limiar único de magnitude que separe sismos capazes e incapazes de gerar tsunâmis. A profundidade, o tipo de falha e o deslocamento do fundo do mar também importam. A maioria dos tsunâmis destrutivos está ligada a sismos de magnitude 7,5 ou superior, mas eventos menores podem gerar ondas locais, inclusive por meio de deslizamentos. Um tremor fraco em terra não exclui o risco de tsunâmi.

Inundações

Mais informações: Inundação

Inundações podem ocorrer como efeito secundário quando barragens são danificadas. Deslizamentos provocados pelo sismo também podem bloquear rios, formando barragens naturais que mais tarde se rompem.

No Tajiquistão, o Lago Sarez é represado pela Represa Usoi, formada por um deslizamento provocado por sismo. Uma avaliação divulgada em 2003 estimou que uma inundação decorrente da ruptura dessa barreira poderia ameaçar aproximadamente cinco milhões de pessoas a jusante.

Gestão do risco

Predição

Ver artigo principal: Predição de sismos

A predição de sismos procura especificar, dentro de limites definidos, quando, onde e com que magnitude ocorrerá um sismo futuro. Não há um método cientificamente validado que permita prever de maneira confiável a data, o local e a magnitude de um grande sismo individual. A investigação de possíveis precursores não equivale à existência de uma previsão operacional desse tipo.

Ideias populares associam sismos a condições meteorológicas específicas, mas não existe um "tempo de terremoto" que permita antecipar esses eventos. Isso não exclui que mudanças de carga ou de pressão de fluidos possam afetar falhas em certas condições, mas tais efeitos não fornecem uma previsão meteorológica de sismos.

Previsão probabilística

Ver artigo principal: Previsão de sismos

A previsão probabilística estima a possibilidade de ocorrerem sismos de determinadas magnitudes em uma região e em um intervalo definido. Pode abranger décadas, como nas avaliações de longo prazo de falhas, ou períodos curtos, como nas estimativas de réplicas após um grande evento. Ela não determina a data e o local exatos de um sismo individual.

Em falhas bem estudadas, modelos podem estimar a probabilidade de um segmento romper nas décadas seguintes.

Os sistemas de alerta sísmico detectam um evento que já começou. A identificação rápida das primeiras ondas, geralmente ondas P, permite transmitir avisos antes que movimentos mais fortes alcancem certas localidades. A comunicação eletrônica é muito mais rápida que a propagação das ondas sísmicas. Dependendo da distância à ruptura e da rede disponível, o aviso pode chegar com alguns segundos ou dezenas de segundos de antecedência. Muito perto da fonte, pode chegar tarde demais ou não haver tempo útil de alerta.

Microzonamento sísmico

O microzonamento sísmico divide um território em zonas de acordo com sua resposta esperada ao movimento sísmico e com formas locais de instabilidade. Solos e formações geológicas superficiais podem amplificar o tremor, enquanto certas áreas apresentam maior suscetibilidade à liquefação, a deslizamentos ou à ruptura da superfície por falhas.

Os estudos de microzonamento podem ser usados no planejamento territorial, na preparação para emergências, na reconstrução depois de um sismo e na definição de investigações mais detalhadas antes de novas construções.

Preparação

Ver artigo principal: Preparação para sismos

A engenharia sísmica procura antecipar o comportamento de edifícios, pontes, túneis, estradas e outras estruturas durante os sismos e projetá-los de modo a reduzir os danos. Construções existentes podem receber reforço sísmico. Seguros contra sismos podem reduzir perdas financeiras dos proprietários, enquanto a gestão de emergências organiza a preparação e a resposta.

A inteligência artificial também pode ser empregada na avaliação de edifícios e no planejamento de intervenções. O sistema especialista Igor foi usado em um laboratório móvel destinado à avaliação de construções de alvenaria e à definição de medidas de reforço em Lisboa, Rodes e Nápoles.

Medidas domésticas incluem fixar aquecedores de água e objetos pesados que possam cair, conhecer os pontos de corte de gás, água e eletricidade e saber como agir quando o tremor começar. Em áreas costeiras, a preparação também precisa levar em conta a possibilidade de tsunâmis.

Sismicidade nos países lusófonos

Portugal

Gravura do terramoto de Lisboa de 1755.

O território continental de Portugal, assentado sobre a Placa Euroasiática, apresenta sismicidade intermediária quando comparado ao restante do planeta. A maior concentração de sismos ocorre ao sul do Algarve e, principalmente, a sudoeste do Cabo de São Vicente. Também há agrupamentos na região de Évora, no litoral entre Santarém e Coimbra e a leste da Costa Vicentina.

Entre os eventos mais conhecidos está o terramoto de Lisboa de 1755, acompanhado por tsunâmi e incêndios. Em 28 de fevereiro de 1969, outro grande sismo ocorreu a sudoeste do Cabo de São Vicente. Uma reavaliação atribuiu-lhe magnitude de momento 8,0. A intensidade chegou a VIII no Algarve e VI–VII na região de Lisboa. Foram registradas 13 mortes em Portugal Continental, duas diretamente causadas pelo sismo e onze indiretas. O evento também gerou um pequeno tsunâmi, registrado nas costas portuguesa, espanhola e marroquina.

A Madeira apresenta baixa sismicidade e poucos sismos sentidos. Os Açores ficam na região de encontro das placas Norte-Americana, Euroasiática e Núbia, esta última correspondente à porção africana da junção. Os grupos Central e Oriental abrangem uma zona de deformação difusa entre as placas Euroasiática e Núbia, a leste da dorsal mesoatlântica. As ilhas do Grupo Ocidental ficam na Placa Norte-Americana. Essa configuração tectônica, além dos processos vulcânicos, explica a atividade sísmica do arquipélago.

Brasil

Ver também: Lista de sismos no Brasil

Localização do sismo profundo registrado em 2003 na região amazônica, perto da fronteira entre o Amazonas e o Acre.

O Brasil fica no interior da Placa Sul-Americana e tem atividade sísmica menor que a observada nas bordas da placa, mas sismos naturais ocorrem em diferentes regiões do território. Pequenos tremores podem acontecer em qualquer parte do país e resultam de tensões acumuladas nas rochas.

Em junho de 2003, um sismo de magnitude aproximada de 7 ocorreu na região amazônica próxima da divisa entre o Amazonas e o Acre, a cerca de 553 km de profundidade. Não foram relatados danos nem percepção do tremor pela população local. Esse tipo de evento profundo deve ser distinguido dos sismos rasos que ocorrem na crosta continental brasileira.

Alguns casos brasileiros de sismicidade foram associados a atividades humanas. Em Andes, distrito de Bebedouro, no estado de São Paulo, uma sequência iniciada em 2004 ocorreu depois da perfuração de poços tubulares profundos. O monitoramento localizou os sismos em fraturas do basalto e permitiu comparar a atividade sísmica com o uso dos poços.

Uma análise publicada em 2010 relacionou a sequência ao fluxo de água que os poços facilitaram entre um aquífero superficial e fraturas mais profundas. O aumento da pressão da água favorecia o deslizamento de fraturas já submetidas a tensões. A atividade sísmica aumentava nos períodos em que os poços não eram bombeados e permitiam esse fluxo descendente, diminuindo durante o bombeamento. O mecanismo não era o de uma explosão nem o de injeção pressurizada deliberada de água.

Uma das sequências sísmicas brasileiras mais estudadas ocorreu em João Câmara, no Rio Grande do Norte, a partir de 1986. O primeiro tremor sentido pela população em agosto teve magnitude 4,3. Em setembro, ocorreram eventos de magnitude 4,3 e 4,4. Em 30 de novembro, o choque principal alcançou magnitude 5,1 e foi seguido por milhares de réplicas. A sequência permitiu estudos detalhados da sismicidade intraplaca no Nordeste brasileiro.

Na cultura

Ilustração de um livro de 1557 mostrando um sismo na Itália no século IV a.C.

Da época do filósofo grego Anaxágoras, no século V a.C., até o século XIV, uma explicação recorrente atribuía os sismos ao movimento de "ar" ou vapores em cavidades subterrâneas. Plínio, o Velho chamou os sismos de "trovoadas subterrâneas". Tales de Mileto, que viveu entre os séculos VII e VI a.C., propôs uma explicação baseada na relação entre a terra e a água.

Na mitologia nórdica, os sismos eram explicados pela luta de Loki enquanto era punido pela morte de Balder. Na mitologia grega, Posídon era o deus associado aos sismos. Na mitologia japonesa, Namazu é um peixe-gato gigante ao qual se atribuem terremotos. No folclore de Taiwan, Tē-gû é um búfalo subterrâneo gigante cujos movimentos provocariam sismos.

No Novo Testamento, o Evangelho segundo Mateus menciona sismos depois da morte de Jesus, em Mateus 27:51 e 27:54, e durante a ressurreição, em Mateus 28:2.

Na cultura popular, cidades atingidas por sismos, como Kobe em 1995 e São Francisco em 1906, tornaram-se referências frequentes para obras de ficção. Sismos fictícios costumam surgir repentinamente, levando a narrativa a concentrar-se no desastre e no período imediatamente posterior. Exemplos incluem Short Walk to Daylight, de 1972, The Ragged Edge, de 1968, e Aftershock: Earthquake in New York, de 1999. A novela The Earthquake in Chile, de Heinrich von Kleist, aborda a destruição de Santiago em 1647. A coletânea After the Quake, de Haruki Murakami, trata das consequências do sismo de Kobe de 1995.

Outro tema recorrente é o hipotético "Big One", um grande sismo esperado ao longo da Falha de Santo André na Califórnia. Ele foi usado em obras como Richter 10, de 1996, e Goodbye California, de 1977. Os filmes 2012, de 2009, e San Andreas, de 2015, também apresentam grandes sismos na Califórnia.

Fora da Terra

Ver artigo principal: Sismo (fenômeno natural)

Fenômenos sísmicos semelhantes ocorrem em outros corpos do Sistema Solar. Em Marte, são chamados martemotos. Na Lua, recebem o nome de lunamotos.

Ver também

• Sismologia, estudo dos sismos e das ondas sísmicas
• Magnitude sísmica, medida do tamanho de um sismo em sua fonte
• Intensidade sísmica, medida dos efeitos do tremor em determinado local
• Lista de sismos, reúne sismos históricos e instrumentais de diferentes regiões
• Engenharia sísmica, projeto de construções e infraestrutura sujeitas a tremores
• Tectónica de placas, modelo do movimento das placas litosféricas que concentra grande parte da atividade sísmica

Fontes

 Este artigo incorpora texto de um trabalho de conteúdo livre. Licenciado em CC BY 4.0 Declaração da licença: The Impact of Disasters on Agriculture and Food Security 2025, Food and Agriculture Organization of the United Nations. Para aprender como acrescentar texto de licenças livres a artigos da Wikipédia, veja em agregar textos em licença livre na Wikipédia. Para mais informações sobre como reutilizar texto da Wikipédia, veja as condições de uso.

Bibliografia

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Leitura adicional

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• Liu, Chi-Ching; Linde, Alan T.; Sacks, I. Selwyn (2009). «Slow earthquakes triggered by typhoons». Nature. 459 (7248): 833–836. PMID 19516339. doi:10.1038/nature08042 

Ligações externas

• Commons
• Commons
• Wikiquote

• Earthquake Hazards Program, do Serviço Geológico dos Estados Unidos
• IRIS Seismic Monitor
• Centro de Sismologia da Universidade de São Paulo
• Boletim Sísmico Brasileiro
• Atividade sísmica do Instituto Português do Mar e da Atmosfera