Ao estudarmos os sismos e os seus efeitos, deparamo-nos com dois conceitos essenciais: a perigosidade e o risco sísmico. Embora estejam relacionados e, por vezes, sejam confundidos, estes dois conceitos são diferentes.

​A perigosidade (hazard, em inglês) tem a ver com o potencial de ocorrência de sismos numa determinada região e com a probabilidade de ocorrer um determinado nível de vibração do solo nessa região. Ou seja, a perigosidade não está relacionada com as consequências, mas apenas com a possibilidade de um fenómeno natural (perigo natural) com determinadas características ocorrer. No caso da perigosidade sísmica, o perigo natural são os sismos e os seus efeitos diretos, como a vibração do solo. Outros perigos naturais incluem os tsunamis, as erupções vulcânicas, as cheias e os deslizamentos de terra.

O risco (risk, em inglês) é algo um pouco diferente. Além da perigosidade, tem também em conta a exposição dos elementos em risco, por exemplo, a população e os edifícios, bem como a sua vulnerabilidade aos efeitos da vibração sísmica. A relação entre risco e perigosidade pode ser representada pela seguinte equação, de uma forma conceptual simples:

Risco = Perigosidade x Exposição x Vulnerabilidade

Esta equação é útil, pois permite compreender que, se algum dos valores do lado direito for baixo ou próximo de zero, o risco também o será. Por exemplo, se estivermos longe de um limite de placas tectónicas, numa zona sem falhas, a perigosidade sísmica é, em geral, mais baixa. Por outro lado, se houver um grande número de construções e de população junto a falhas ativas, o risco será elevado, visto que a exposição será elevada. Por último, se os edifícios estiverem preparados para suportar vibrações sísmicas fortes, ou seja, se forem pouco vulneráveis, o risco sísmico também será baixo. A vulnerabilidade inclui também a preparação das populações e a resiliência dos sistemas de emergência (vulnerabilidade social).

A melhor forma de compreender isto é através de exemplos. Se estivermos numa zona altamente sísmica, num deserto relativamente plano e sem construções, o risco será baixo, pois, apesar da elevada perigosidade, a exposição e a vulnerabilidade serão baixas. Por outro lado, se estivermos numa zona com baixos ou moderados níveis de perigosidade sísmica, mas com grande densidade populacional (alta exposição) ou edifícios frágeis (alta vulnerabilidade), então o risco poderá ser elevado. Ou seja, um sismo de magnitude 7 num determinado país pode representar um risco baixo, se as construções estiverem preparadas para suportar sismos desta magnitude (baixa vulnerabilidade), mas pode representar um risco elevado em países onde as construções são frágeis (alta vulnerabilidade).
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Esta relação entre perigosidade e risco é muito importante, pois podemos usá-la a nosso favor para nos prepararmos para os riscos naturais. Se vivermos numa zona com um nível de perigosidade sísmica médio ou elevado, como em certas regiões de Portugal, não podemos alterar o nível de perigosidade. Ou seja, não podemos evitar que os sismos aconteçam, mas podemos agir em relação à exposição e à vulnerabilidade, de modo a reduzir o risco a valores aceitáveis, garantindo que a população está preparada e que os edifícios são capazes de suportar as vibrações sísmicas. O nível de perigosidade e de risco sísmico de uma determinada região podem ser apresentados sob a forma de mapas, os quais são extremamente úteis no planeamento de atividades e da ocupação humana.

Imagens: Mapas de Perigosidade e de Risco Sísmico da Europa EFEHR​ (https://www.efehr.org/explore/Downloads-information-material/)

#geologia #sismos

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Além do efeito das ondas sísmicas, quando ocorre um sismo, podem desencadear-se outros fenómenos capazes de causar danos. Entre estes, contam-se a rutura superficial da falha, a subsidência ou o levantamento do solo, inundações, cedência do solo, instabilidade de vertentes, deslizamentos de terras, incêndios e tsunamis.

Quando uma falha se move, pode romper até à superfície e deslocá-la entre centímetros e vários metros. Geralmente, sismos relativamente superficiais e com magnitude superior a 5.5 ou 6 rompem a superfície. Se esta rutura ocorrer junto de edifícios, pode causar danos catastróficos, particularmente em pontes ou barragens. Isto porque as construções sismorresistentes estão preparadas para suportar vibrações, mas não a rutura direta do solo. A rutura superficial também pode provocar o deslocamento de vias de comunicação, como estradas e linhas férreas, bem como de cursos de água, o que pode causar o seu barramento e inundações. Por outro lado, o movimento brusco da superfície pode causar deslizamentos de terras, com um grande efeito destrutivo no edificado, e que podem barrar linhas de água.

Outros efeitos que podem ocorrer junto à costa são o levantamento e a subsidência cossísmica. Estes resultam do facto de, durante o período em que não ocorre movimento sísmico da falha, a deformação se ir acumulando, à semelhança do que acontece quando se dobra uma régua. No caso da Terra, esta deformação pode estender-se ao longo de quilómetros, fazendo com que a superfície se eleve ou se deprima alguns centímetros ou metros. Quando a falha se move, esta deformação é recuperada e a superfície volta quase instantaneamente à sua posição inicial. Isto pode, por exemplo, levar à rápida subsidência de regiões que se encontravam fora de água e que podem ficar inundadas. Por outro lado, zonas que se encontravam submersas podem ficar expostas à superfície após o sismo. Estes processos podem causar grandes danos aos ecossistemas e às estruturas costeiras construídas pelo homem.

Outro efeito relativamente comum é a liquefação dos solos, que pode fazer com que edifícios e estruturas afundem ou colapsem. A liquefação ocorre quando os sedimentos e os solos contêm uma quantidade significativa de água nos seus poros. Quando estes materiais são expostos a vibrações sísmicas, a pressão de fluidos pode aumentar, separando as partículas do solo e fazendo com que o material se comporte como um líquido. Este processo é semelhante ao que acontece com as areias movediças ou quando estamos à beira-mar e os nossos pés começam a afundar se os fizermos vibrar lentamente. Este fenómeno é relativamente comum em bacias de rios e terá ocorrido no sismo de Benavente, em 1909.

Um dos fenómenos associados a sismos mais conhecidos são os tsunamis. Estes ocorrem quando há movimento de uma falha no fundo do mar ou perto de um curso de água, como lagos ou rios. Quando uma grande falha se move repentinamente no meio oceânico, o fundo do mar move-se também. Esse movimento é transmitido à coluna de água, propagando-se até à superfície e gerando um conjunto de ondas. Estas ondas viajam paralelamente à superfície do mar a velocidades da ordem das centenas de quilómetros por hora e, quando alcançam a costa, podem atingir alturas de dezenas de metros e avançar vários quilómetros para o interior, causando grande destruição. Uma das particularidades dos tsunamis é poderem causar destruição a grandes distâncias da fonte sísmica; foi o que aconteceu após o sismo de Sumatra em 2004, que afetou diretamente 14 países situados ao longo da costa do Oceano Índico. O terramoto de 1755 também gerou um tsunami transoceânico que atingiu as costas da Espanha, da França, da Holanda, da Alemanha, da Irlanda, de Marrocos, das Caraíbas e do Brasil.

Os incêndios são outro fenómeno amplamente documentado. No passado, como no caso do terramoto de 1755, estes incêndios resultaram da queda de velas e do facto de haver muitas construções de madeira. Atualmente, podem ocorrer devido à rutura de cabos elétricos e à queda de postes de alta tensão, o que pode desencadear incêndios florestais ou urbanos. Por último, os sismos podem ter efeitos a médio e longo prazo, nomeadamente efeitos sociais e económicos, que podem afetar as comunidades durante meses, anos ou mesmo décadas.

Foto: Rutura superficial de uma falha após um sismo de magnitude 7.8 na Nova Zelândia em 2016 (sismos de Kaikoura), Dr Kate Pedley, University of Canterubry.

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Apesar da sua utilidade, a intensidade não nos permite determinar o tamanho de um sismo. Para esse efeito, utiliza-se a magnitude, que quantifica a energia sísmica libertada pela rutura de uma falha quando esta gera um sismo. Ao contrário da intensidade, a estimativa da magnitude requer o uso de instrumentos, como o sismómetro. De facto, o desenvolvimento do sismómetro por John Milne no final do século XIX e a instalação de estações sísmicas na Califórnia, nos Estados Unidos, a partir de 1887, mudaram a forma de analisar os sismos, levando ao desenvolvimento da sismologia moderna.

Um dos maiores avanços neste campo ocorreu em 1935, com a introdução da escala de magnitude por Charles Richter e Beno Gutenberg, inspirada pelo trabalho de Kiyoo Wadati de 1931. O objetivo era criar uma forma de medir a energia libertada durante um sismo de forma objetiva e independente de avaliações pessoais e de relatos indiretos. O método baseava-se na utilização da amplitude das ondas sísmicas registadas em sismómetros para calcular a magnitude. A escala de Richter estava calibrada para o sul da Califórnia; por conseguinte, Richter definiu magnitude local (ML) como o logaritmo decimal da amplitude máxima, medida em micrómetros, das ondas sísmicas registadas num sismómetro padrão (sismómetro Wood-Anderson) a uma determinada distância do epicentro. Gutenberg havia sugerido o uso de uma escala logarítmica, de modo a abranger a enorme variação da energia dos sismos. É importante salientar que a escala de magnitudes de Richter não tem limite inferior nem superior. No entanto, a magnitude dos sismos na Terra está limitada pela resistência mecânica das rochas e pelo tamanho das falhas, o qual é controlado pela espessura da camada elástica da litosfera (a esquizosfera).

Gutenberg e Richter aperfeiçoaram os métodos de medição da magnitude e desenvolveram outras escalas, nomeadamente para medir sismos longínquos, denominados “telesismos”, pois a magnitude local de Richter apenas tinha aplicação para sismos locais ou regionais até uma distância epicentral de cerca de 1000 km. Exemplos são a Escala de Magnitude de Onda Superficial (Ms) e a Escala de Magnitude de Onda Volúmica (mb) que se baseiam também numa relação logarítmica com a amplitude máxima duma determinada onda sísmica. Sendo escalas logarítmicas, o aumento de 1 grau em magnitude significa um aumento de 10 vezes na amplitude das ondas usadas no seu cálculo.

Cumprindo o objectivo desejado para o conceito de magnitude, Gutenberg e Richter propuseram, em 1956, uma relação entre a energia sísmica libertada na fonte e a magnitude das ondas superficiais, em que o aumento de um grau de magnitude representa um aumento de cerca de 30 vezes na energia sísmica libertada. Esta relação implica que um sismo de magnitude 2 é 30 vezes mais energético que um sismo de magnitude 1, um sismo de magnitude 3 liberta cerca de 1000 vezes mais energia que um sismo de magnitude 1, e assim sucessivamente. Quando se atingem magnitudes elevadas, um sismo de magnitude 9 é mil milhões (1 000 000 000 000) de vezes mais forte que um sismo de magnitude 1 e mesmo um sismo de magnitude 9 é mil vezes mais forte que um sismo de magnitude 7. Para quem já sentiu os efeitos de um sismo de magnitude 5 ocorrido nas proximidades e assustou-se, o sismo de 1755 terá sido um milhão de vezes mais forte em termos de energia libertada.

Todas as escalas de magnitude consideradas até aos anos 70 do século passado tinham, no entanto, um problema. Saturavam quando ocorriam grandes sismos, não permitindo a sua diferenciação. Tal ficou evidente durante os grandes sismos do Chile, em 1960 (M9.5), e do Alasca, em 1964 (M9.2). Para superar esta limitação, Thomas Hanks e Hiroo Kanamori, desenvolveram, em 1979, a Escala de Magnitude de Momento (Mw). Ao contrário das escalas de magnitude anteriores, que se baseavam na amplitude máxima de ondas sísmicas específicas, a Escala de Magnitude de Momento baseia-se no cálculo do momento sísmico, que utiliza o registo completo das ondas registadas pelos sismómetros. Após a determinação do momento sísmico, o seu valor é convertido para a Escala de Magnitude de Momento através de uma fórmula logarítmica. Para sismos até magnitude ~6 os valores obtidos na escala Mw são semelhantes aos da Escala de Richter, mas a Escala da Magnitude de Momento não satura nos valores de magnitude mais elevada. Esta é a escala atualmente utilizada pelas agências internacionais quando reportam os parâmetros dos sismos maiores que ocorrem na Terra. Já não se identifica o tipo de escala, referindo a magnitude apenas pela letra M. Para os sismos de menor magnitude, o IPMA ainda publica a magnitude dos sismos na escala ML.

Outra vantagem de utilizar o momento sísmico para calcular a magnitude é o facto de este estar relacionado com parâmetros geológicos da fonte sísmica, nomeadamente a rigidez das rochas na zona (módulo de rigidez ou módulo de cisalhamento), a área de rutura da falha e o deslocamento médio da falha durante o sismo. Isto é importante no âmbito dos estudos de perigosidade sísmica, pois o conhecimento dos valores destes parâmetros para uma falha específica permite estimar a magnitude máxima do sismo que esta pode gerar.

Agradecimento: Gostaria de agradecer ao colega Luis Matias pela revisão deste texto.

Fonte da Imagem: https://www.usgs.gov/media/images/earthquake-and-energy-comparisons-updated-2025

#geologia #sismos #sismologia #intensidade #história

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Quando ocorre um sismo, ouvimos muitas vezes falar de intensidade e magnitude, dois conceitos frequentemente confundidos. A intensidade é uma medida qualitativa da severidade do movimento do solo num local específico, causado pela passagem de ondas sísmicas. A intensidade deste movimento é avaliada pelo efeito que tem sobre pessoas, animais e construções. A intensidade tende a diminuir à medida que aumenta a distância em relação à falha que gerou o sismo. A magnitude, por outro lado, é uma grandeza que pretende medir a energia libertada durante um sismo, sendo independente da distância à fonte. Neste texto, vamos explorar mais aprofundadamente o desenvolvimento do conceito de intensidade, deixando a magnitude para o próximo texto. A intensidade é particularmente útil, uma vez que não requer instrumentos para ser estimada, podendo ser avaliada por meio de uma escala de intensidade. Ela também permite o estudo da sismicidade histórica.

Um dos primeiros estudos modernos sobre o impacto dos sismos foi realizado por Robert Mallet, após o Grande Sismo de Nápoles, em 1857. Mallet mapeou sistematicamente os danos causados pelo sismo e entrevistou residentes, concluindo que o grau de severidade dos danos se concentrava numa zona central, a partir da qual diminuía. Mallet também criou mapas de isossistas, definindo zonas de intensidades distintas, que variavam de 1 (a mais forte) a 4 (a mais fraca). A primeira escala de intensidade sísmica adotada a nível internacional foi introduzida por Michele Rossi e François-Alphonse Forel em 1873. Esta ficou conhecida como escala Rossi-Forel (RF) e tinha 10 graus, sendo 10 o mais elevado. No entanto, esta escala tinha pouca resolução nas categorias mais elevadas, o que se tornou um problema à medida que os métodos de construção foram melhorando, levando ao desenvolvimento progressivo, nas décadas seguintes, de escalas com mais de 10 graus. Porém, por volta da mesma altura, Giuseppe Mercalli propôs uma adaptação da escala Rossi-Forel para seis graus e, em 1902, uma versão melhorada com dez graus, que acabaria por ser amplamente adotada.

Em 1904, Adolfo Cancani propôs a adição de dois graus adicionais no topo da escala de Mercalli, para distinguir intensidades extremas. Em 1912 e 1923, August Sieberg sugeriu melhorias nas descrições da escala de 12 graus. A escala resultante ficou conhecida como escala de Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS). Em 1931, Harry Wood e Frank Newmann simplificaram a escala MCS ao traduzi-la e adaptá-la ao contexto dos Estados Unidos da América, adotando um sistema de numerais romanos. Esta escala ficou conhecida como Escala de Mercalli Modificada (EMM). Em 1956, Charles Richter reformulou a escala MM, que continua a ser a escala padrão dos Serviços Geológicos dos Estados Unidos da América (USGS), sendo utilizada para comunicar a intensidade dos danos a um público não especializado.

Em 1964, na Europa, Sergéi Medvédev, Wilhelm Sponheuer e Vít Kárník desenvolveram uma versão da escala de 12 graus, que ficou conhecida como escala de Medvédev-Sponheuer-Kárník (MSK64). Esta escala continua a ser utilizada em países como a Rússia, a Índia, Israel e algumas ex-repúblicas soviéticas. A escala MSK64 serviu de base para o desenvolvimento da Escala Macrossísmica Europeia (EMS-98) em 1998, que é a escala atualmente utilizada em Portugal, tendo vindo a substituir a escala de Mercalli Modificada. Esta escala tem uma série de inovações importantes. Por exemplo, tem em conta a natureza estatística da intensidade, que não tem um valor único numa determinada área, mas sim representa uma média de observações. Neste sentido, a avaliação do nível de vibração do solo baseia-se na percentagem de casos em que um determinado efeito é observado, com três níveis: “poucos”, “muitos” e “maioria”. Esta é também a primeira escala de intensidades ilustrada, com esquemas, fotografias e guias interpretativos que ajudam a avaliar o grau de danos ou destruição. Por último, e esta talvez seja a sua maior inovação, a escala EMS-98 oferece um grande detalhe técnico na descrição do tipo de edifício, da sua vulnerabilidade e do grau e da quantidade de danos, o que facilita a sua aplicação no âmbito de trabalhos de engenharia sísmica.

A intensidade sísmica depende de vários parâmetros, nomeadamente a magnitude do sismo, a distância à fonte sísmica (a intensidade diminui com a distância à fonte devido a processos de atenuação), as características próprias do local em questão, como a geologia, a topografia e os tipos de solo, que podem, por exemplo, amplificar as vibrações (estes são denominados "efeitos de sítio”), e a diretividade, que está relacionada com a direção da propagação da rutura sísmica ao longo da falha.

A escala de intensidade é extremamente útil, uma vez que permite obter informações sobre os efeitos e as propriedades das ondas sísmicas em locais onde não existem instrumentos de medição. Além disso, a intensidade também é fundamental para compreender os sismos históricos, dado que, na maioria dos casos, existem descrições dos seus efeitos em documentos da época. Foi o que aconteceu com o terramoto de 1755. Os inquéritos realizados na altura permitem-nos elaborar, atualmente, mapas de intensidade que nos ajudam a inferir a localização e a magnitude do sismo. Tipicamente, estes mapas contêm linhas isossistas que separam regiões com intensidades sísmicas distintas.

É importante não esquecer que a intensidade não depende dos danos nem do tipo de edificado. Se o edificado for mais resistente e, consequentemente, apresentar menos danos, isso não reduz a intensidade. A intensidade é simplesmente uma medida da severidade da vibração do solo, independentemente do tipo de construção. As escalas, como a Escala Macrossímica Europeia, não são, portanto, uma medição do nível de danos. O que estas escalas tentam fazer é estabelecer uma relação entre o nível de danos e o nível de vibração do solo, e é a esse nível de vibração que chamamos de intensidade. É por isso que as novas escalas têm de especificar os danos em função do tipo de edificado. Um exemplo prático, por absurdo: se houver um sismo de magnitude 9 e, em Tóquio, a intensidade for de XI e nenhum edifício sofrer danos, isso não significa que a intensidade tenha sido menor. Simplesmente, os edifícios estavam preparados para esse nível de vibração do solo, ou seja, para essa intensidade.

Agradecimento: Gostaria de agradecer ao colega Luis Matias pela revisão deste texto e pelas várias discussões acerca deste e de outros temas ao longo dos anos.

Fonte da Imagem: Kyodo

#geologia #sismos #sismologia #intensidade #história

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Quando estamos em casa e dizemos que sentimos um sismo, o que de facto sentimos é a passagem de ondas sísmicas que se geraram e viajaram até nós a partir da falha onde ocorreu o sismo. O movimento de uma falha tectónica não é um processo instantâneo. Este pode durar de alguns segundos a até minutos. Um pouco como quando rasgamos uma folha de papel, a falha começa a romper num local, a partir do qual se propaga uma rutura. Foi o que aconteceu ao largo de Sumatra em 2004 quando um segmento de uma falha com mais de 1300 quilómetros rompeu a uma velocidade de cerca de 2 quilómetros por segundo. No total, o processo de rutura durou mais de 8 minutos. Por convenção, chama-se o local da falha, em profundidade, onde o movimento teve início, foco ou hipocentro. Se projetarmos o hipocentro até à superfície da Terra, este corresponderá a uma localização num mapa que chamamos epicentro.

À medida que a falha vai rompendo, vão-se gerando ondas elásticas volúmicas, denominadas ondas sísmicas. Estas ondas podem ser de dois tipos: de compressão e de corte. As ondas de compressão têm um movimento de trás para a frente e provocam compressão e distensão das rochas de forma repetida. Estas são as ondas mais rápidas e as primeiras a chegar aos sismómetros, como tal, chamam-se ondas primárias — ondas P (em inglês, o P tem dois sentidos primary ou pressure waves). No caso das ondas de corte, o movimento é transversal e as rochas vibram como uma corda a oscilar, para cima e para baixo. Estas ondas são mais lentas e chegam aos sismómetros um pouco depois e, portanto, chamam-se ondas secundárias — ondas S (secondary ou shear-waves, em inglês).

As ondas P propagam-se em sólidos, líquidos e gases, enquanto as ondas S apenas se propagam em sólidos. Como já vimos, esta propriedade, combinada com o facto de as ondas sísmicas se propagarem a diferentes velocidades em diferentes meios, foi fundamental para compreendermos a estrutura interna do planeta. O facto de estas ondas propagarem-se a diferentes velocidades também permite localizar os sismos. Isto porque, à medida que nos afastamos do epicentro, o intervalo de chegada entre as ondas P e as S torna-se mais longo. Se tivermos vários instrumentos, conseguimos triangular o local de origem das ondas.

A velocidade de propagação das ondas sísmicas varia em função da rigidez e da densidade dos meios por onde passam. Em geral, aumenta com a rigidez e diminui com a densidade. Na crusta, a velocidade típica das ondas P é da ordem dos 5 a 7 quilómetros por segundo, e a velocidade das ondas S situa-se entre os 3 e os 4 quilómetros por segundo. Para termos uma ideia, é mais de 10 mil quilómetros por hora. O que quer dizer que estas ondas sísmicas demoram entre 30 e 60 segundos para viajar 200 quilómetros, aproximadamente a distância entre Faro e Lisboa em linha reta. Quando as ondas sísmicas P e S interagem com a superfície da Terra, geram-se ondas superficiais como as ondas Rayleigh e as ondas Love. Estas ondas são mais lentas, mas têm amplitudes mais elevadas, o que lhes confere maior poder de destruição.

As ondas sísmicas são fenómenos vibratórios que apresentam um conjunto de características típicas das ondas, como amplitude, comprimento de onda, velocidade, período e frequência, que podem ser estudadas para obter conhecimento sobre o evento sísmico que as gerou. As ondas sísmicas podem ser detetadas e registadas por estações sísmicas, que são constituídas por um sensor que detecta as vibrações (o sismómetro) e por um registador que as converte em registos gráficos (os sismogramas). Atualmente, os sismómetros são instalados em estações sísmicas capazes de detetar o movimento vertical e horizontal do solo.

O movimento do solo durante a passagem das ondas sísmicas pode ser descrito por diversos parâmetros, como o deslocamento, a velocidade de deslocamento e a aceleração da superfície do solo. A aceleração sísmica pode ser medida através de acelerómetros que registam a aceleração do solo em função do tempo. A aceleração é importante porque dá-nos uma medida da força exercida nas estruturas, sendo que o valor máximo da aceleração (Peak Ground Aceleration, em inglês) é um parâmetro crucial para a avaliação do risco sísmico. Outro fator importante na avaliação do risco sísmico é a frequência do movimento do solo. Isto porque os edifícios reagem de forma diferente a vibrações de diferentes frequências, podendo-se gerar fenómenos de ressonância catastróficos. Por outro lado, os edifícios podem ser desenhados de modo a que a sua vibração absorva o movimento do solo, impedindo que este sofra danos estruturais.

Por último, o facto de a velocidade das ondas sísmicas ser relativamente lenta (cerca de 5 quilómetros por segundo), quando comparada com a velocidade da luz (cerca de 300 000 quilómetros por segundo), permite fazer algo extraordinário. Quando um sismo ocorre ao largo da costa, por exemplo, assim que as primeiras ondas chegam a terra, podem ser detetadas pelos acelerómetros dos telemóveis e estes telemóveis podem enviar uma mensagem para outros telemóveis que se encontram mais longe. Esta mensagem poderá chegar uns segundos antes das ondas sísmicas chegarem. Isso aconteceu em Portugal no sismo de Sines de 26 de agosto de 2024. Algumas pessoas acordaram com um alarme do telemóvel, cerca de 20 segundos antes de sentirem a passagem das ondas sísmicas. Isto chama-se sismologia em tempo real e, se a população estiver treinada, pode ser revolucionário, pois permite que as pessoas sejam alertadas uns segundos (potencialmente, um minuto) antes da chegada das ondas sísmicas. Isto será ainda mais viável com a instalação de sensores sísmicos em cabos de comunicação submarinos, que poderão detectar precocemente um evento sísmico e alertar a população, permitindo a evacuação de edifícios e o acionamento de medidas preventivas como desligar a rede elétrica ou parar os meios de transporte.

​#sismos #sismologia

Fonte da imagem: https://www.britannica.com/science/seismic-wave

A Terra move-se a milhões de quilómetros por hora através do Universo. Este movimento é praticamente uniforme e, por isso, não o sentimos. Porém, a Terra não está apenas a mover-se como um todo. Praticamente todo o seu interior, assim como a sua superfície, está em constante movimento, mas é um movimento mais lento. Em Portugal, a superfície da Terra move-se a cerca de 2 centímetros por ano, que é aproximadamente a velocidade a que as nossas unhas crescem. No entanto, há zonas no planeta que se movem a velocidades três ou mais vezes superiores. Mas por que é que não sentimos este movimento? Ou será que sentimos?

As placas tectónicas estão separadas por zonas fronteiras de placas que podem apresentar movimento relativo divergente, convergente ou transformante. Nas camadas mais superficiais do planeta, estas zonas acomodam deformação sob a forma de falhas. Estas falhas podem ser recentes ou herdadas de ciclos anteriores e permanecem como zonas de fraqueza na crusta. Em muitos casos, as zonas de fronteira de placas apresentam uma rede complexa de falhas. Há também falhas no interior das placas que podem acomodar alguma deformação, dita deformação intraplaca. As falhas não são perfeitamente planas e lisas, mas apresentam irregularidades ao longo dos seus planos e os seus traçados podem ser relativamente complexos, com curvas e interrupções. Esta complexidade tem implicações importantes para a forma como as falhas se comportam.

Ao contrário do movimento lento e contínuo do interior do seu interior, as camadas mais superficiais da Terra comportam-se de outra forma. Como as rochas, a estas profundidades, apresentam um comportamento elástico a escalas de tempo relativamente longas, o movimento vai-se acumulando lentamente sob a forma de deformação elástica, como quando dobramos uma régua, acumulando energia elástica (como numa mola). Porém, de repente, quando o limite de elasticidade da régua é ultrapassado, a régua parte, gerando uma libertação súbita da energia armazenada, o que gera um conjunto de ondas mecânicas. No caso da régua, nós percecionamos essas ondas como um estalo. O estalo resulta da geração de uma onda mecânica acústica (ou sonora) que se propaga até aos nossos ouvidos. Algo semelhante acontece com as falhas e com os sismos. Forças de fricção mantêm a falha “presa”, enquanto os blocos rochosos envolventes deformam elasticamente. Com o passar do tempo, a energia elástica vai-se acumulando — como quando dobramos uma régua. A determinada altura, o valor da fricção é ultrapassado e a falha move-se. Quando isso acontece, a energia elástica acumulada é libertada. “Sismo” é o nome que damos ao processo que envolve o movimento brusco de uma falha e à consequente libertação súbita de energia, dita energia sísmica. O sismo, por sua vez, gera ondas (elásticas, ou sísmicas) que se propagam a partir do local onde a falha se moveu. Este processo é descrito pela teoria do ressalto elástico, desenvolvida em 1911 por Harry Reid para explicar os sismos tectónicos.

A palavra terramoto vem do latim, terrae motus, e significa movimento da terra. Ao longo da história, o termo tem sido utilizado para descrever grandes abalos, na maior parte das vezes, catastróficos. O termo sismo vem da palavra grega, seismós, que significa abalo, e foi introduzido apenas no século XIX por Alexis Perrey. O estudo dos sismos desempenhou papel fundamental na compreensão da dinâmica da Terra. Hoje em dia, usamos rotineiramente ondas elásticas geradas por sismos (naturais e artificiais) para sondar o interior da Terra. A disciplina que estuda os sismos e as ondas sísmicas chama-se sismologia.

As primeiras referências a fenómenos sísmicos remontam a 1800 a.C., na China, mas tornam-se mais comuns a partir dos séculos V e VI antes de Cristo, na zona da Grécia, da Itália e do Japão. Existem também evidências arqueológicas de estruturas arquitetónicas afetadas por falhas sísmicas, algumas com mais de 5 mil anos, o que mostra que, desde cedo, a humanidade teve de lidar com este tipo de fenómenos. Há mesmo quem sugira que eventos sísmicos possam ter contribuído para o colapso da Idade do Bronze. As primeiras explicações para os sismos eram, geralmente, enquadradas pelos contextos culturais e religiosos da altura e envolviam a ação de entidades sobrenaturais como deuses ou seres mitológicos. Porém, por volta do século IV antes de Cristo, com o desenvolvimento da filosofia natural, começam a surgir explicações racionais com base em processos físicos naturais. Por exemplo, Aristóteles tenta explicar os processos vulcânicos e sismológicos com base no movimento de chamas e no calor de um “fogo central” localizado no interior da Terra.

O instrumento mais antigo conhecido para detetar sismos, o sismoscópio, foi desenvolvido na China no ano de 132 a.C., por Zhang Heng, e era baseado num pêndulo e no princípio da inércia, que ainda hoje constituem a base dos sismómetros modernos. Porém, a sismologia, como disciplina independente, provavelmente nasce na sequência do sismo de Lisboa de 1755. O enorme impacto social deste evento levou à recolha sistemática de dados e despertou o interesse de filósofos da época, como Voltaire, Rousseau e Kant, pilares do Iluminismo do século XVIII. De particular interesse são três tratados escritos por Kant em 1756 sobre a causa dos terramotos. Nestes textos, Kant tenta compreender a causa dos sismos e antecipa várias das descobertas realizadas nos séculos seguintes.

Durante o século XIX, foram desenvolvidos vários tipos de sismógrafos, incluindo sistemas que utilizavam o movimento relativo de pêndulos em relação ao solo, em função do tempo. Um dos primeiros sismómetros modernos foi desenvolvido por James David Forbes em 1842.  Por essa altura, Robert Mallet, considerado o pai da sismologia, realizou experiências com explosivos e introduziu termos como “sismologia” e “epicentro”. Em 1889, é detetado pela primeira vez, em Potsdam, um sismo ocorrido do outro lado do planeta, no Japão. Estes sismos, com origem a grandes distâncias do sismógrafo em que são detetados, são denominados telesismos e são extremamente úteis porque permitem sondar o interior da Terra. Porém, o grande salto no conhecimento ocorre a partir do final do século XIX e do início do século XX, período em que a sismologia se torna uma disciplina moderna. Um marco importante foi a identificação, em 1897, por Richard Oldham, da existência de pelo menos dois tipos de ondas, as ondas P e as ondas S.

Outro marco importante foi o sismo de São Francisco de 1906. Este sismo ocorreu na Falha de Santo André e teve uma magnitude Mw de 7.9 e atingiu uma intensidade de XI na escala de Mercalli, matando mais de 3000 pessoas e destruindo cerca de 80% da cidade. Estudos deste sismo levaram a que, por exemplo, Harry Reid desenvolvesse a tal teoria do ressalto elástico que vimos em cima. Nos anos subsequentes, as escalas de intensidade foram sendo melhoradas e, em 1935, Charles Richter e Beno Gutenberg desenvolveram uma nova escala de magnitudes, conhecida como Escala de Richter.

Outro avanço importante foi o estabelecimento, nos anos 60 do século XX, de uma rede mundial de estações sísmicas, a World-Wide Standardized Seismograph Network (WWSSN), que contava com cerca de 120 estações distribuídas por 60 países, desde a Gronelândia até ao Polo Sul. Os avanços nas décadas seguintes da gravação digital e do computador e a possibilidade de processar grandes quantidades de dados de forma rápida vieram tornar a sismologia numa ciência moderna e global.

A unificação da sismologia com as outras disciplinas das ciências da Terra surge na sequência do desenvolvimento da teoria da tectónica de placas. Se até aqui havia algumas dúvidas acerca da distribuição da sismicidade, com a compreensão de que a superfície da Terra está dividida em diferentes placas tectónicas, imediatamente se percebeu que a sismicidade estava concentrada nas zonas de fronteira de placas, o que está documentado num artigo seminal de Bryan Isacks, Jack Oliver e Lynn Sykes, intitulado “Seismology and the New Global Tectonics”, publicado em 1968. 

​#sismos #sismologia

Fonte da imagem: https://www.iop.org/events/listening-nuclear-tests-what-can-seismology-tell-us-1

No seu artigo seminal de 1965, Tuzo Wilson constata que a superfície da Terra está dividida em grandes placas rígidas, separadas por zonas de fronteira (ou limites) onde se concentra a maior parte da sua deformação. Estes limites podem ser de três tipos: divergentes, onde nova placa e crusta são criadas; convergentes, onde as placas convergem e uma geralmente afunda no manto; e transformantes, onde uma placa desliza ao lado da outra sem grande deformação, "transformando" o movimento dos outros dois tipos de limites.

Existem atualmente na Terra cerca de 16 placas tectónicas. Entre estas, cerca de 94% da superfície da Terra está coberta por 7 placas maiores. Existem também dezenas de outras placas mais pequenas, que chamamos de microplacas. Estes números podem variar, dependendo da forma como definimos as placas. Por exemplo, há quem considere as placas indiana e australiana como duas placas separadas, mas há quem as considere ainda parte de uma mesma placa indo-australiana. É preciso não esquecer que o número de placas (e a sua forma) não é constante ao longo do tempo. As placas estão continuamente a crescer, a afundar no manto e a fragmentar-se.

Atualmente, conseguimos medir o movimento das placas com bastante precisão utilizando técnicas de geodesia espacial, como o GNSS[1] (Global Navigation Satellite System). Estas medições mostram que as placas movem-se a velocidades da ordem de 1 a 10 centímetros por ano. Para reconstruirmos o movimento das placas ao longo do tempo geológico, é necessário utilizar outras técnicas, como o paleomagnetismo, que permite reconstituir a expansão dos fundos oceânicos nos últimos 200 milhões de anos e a posição dos continentes para períodos anteriores.

As placas tectónicas são um conceito fundamental na teoria da tectónica de placas. Do ponto de vista físico, considera-se que a placa/litosfera é uma camada de limite térmico do sistema de convecção. No entanto, ao mover-se e ao afundar no manto subjacente, as placas também participam na convecção. São a camada mais fria e rígida do sistema de convecção. O conceito de placa (e de litosfera) é, portanto, um conceito mecânico, sendo que cada placa incorpora a crusta e uma porção de manto mais rígido.

O movimento das placas dá origem a um grande número de processos geológicos à superfície da Terra, como a sismicidade e o vulcanismo, a formação de cadeias de montanhas e de bacias, e de um sem número de processos que aí ocorrem, incluindo a formação de depósitos minerais e de fontes hidrotermais. Nestas zonas formam-se também fraturas com movimento relativo dos blocos fraturados a que chamamos falhas tectónicas — ou, simplesmente, falhas. É importante ter noção de que, em geral, uma fronteira de placas não corresponde a uma falha discreta, mas sim a uma área ou região deformada alongada, mas que é relativamente estreita quando comparada com as dimensões das placas. É por isso que é comum definir estas regiões como "zonas de fronteira de placas". Nas próximas publicações vamos explorar os diferentes tipos zonas de fronteira de placas, as suas principais características e os processos que aí ocorrem.

[1] O GPS (Global Positioning System) é um sistema específico de GNSS.

#geologia #tectonicadeplacas

Artigo de Tuzo Wilson: https://www.nature.com/articles/207343a0​

Fonte da imagem: https://en.wikipedia.org/wiki/Plate_tectonics

Um equívoco comum é a ideia de que as correntes de convecção arrastam as placas. Isto resulta de tentar usar diretamente o modelo de Holmes, que havia sido concebido para explicar a deriva continental, como mecanismo responsável pelo movimento das placas tectónicas. Contudo, como vimos, assim que se percebeu que a superfície da Terra estava dividida em placas, percebeu-se que estas não podiam ser simplesmente arrastadas por correntes de convecção da astenosfera.

As placas oceânicas são essencialmente constituídas por manto arrefecido — a crusta oceânica tem apenas cerca de 7 km de espessura, enquanto que o manto litosférico pode atingir uma espessura de 100 km. Quando a crusta atinge os 20–30 milhões de anos de idade (o que corresponde a uma espessura da litosfera de 50–70 quilómetros), a placa torna-se mais densa que a astenosfera e ganha flutuabilidade negativa. Neste momento, a placa começa a ter uma propensão a afundar na astenosfera. Quando acaba por afundar numa zona de subducção, a placa a descer é ela própria uma corrente de convecção descendente. Reparem que se a placa é essencialmente constituída por manto, quando esta afunda no manto subjacente, o resultado é que temos manto a afundar no manto. Penso que grande parte da confusão reside aqui. Quando olhamos para uma imagem, vemos uma placa a afundar no manto, mas a placa também é manto. Por outro lado, a placa não "derrete" nem se mistura rapidamente com o manto envolvente. É possível seguir, em alguns casos e com base em técnicas de tomografia sísmica, as placas como entidades físicas independentes (uma corrente descendente) até à fronteira núcleo-manto.

Se quisermos recuperar o modelo das células de convecção, o que temos de dizer é que as placas que afundam nas zonas de subducção correspondem às zonas frias (e, portanto, mais rígidas) das células de convecção. No entanto, pode não ser muito útil usar células circulares perfeitas, pois, como vamos ver a mais noutras publicações, o manto não está assim tão organizado internamente de forma a ser possível definir células de convecção tão definidas. Podemos usá-las para explicar o que é a convecção, mas não podemos dizer que é assim que a Terra funciona.

Um exemplo de convecção vertical gerada pelo afundamento de uma camada mais fria é a convecção nos oceanos. Em geral, a temperatura da superfície dos oceanos é mais elevada junto ao equador, o que gera o gradiente de temperatura que faz com que a água se desloque horizontalmente para as zonas mais frias, geralmente junto aos polos. Ao atingir os polos, a água arrefece, torna-se mais densa e afunda, gerando uma corrente de convecção descendente. Ou seja, nos oceanos há convecção sem que haja algo a aquecer por baixo. O que há é um gradiente de temperatura (e, consequentemente, uma diferença de densidade) que faz com que a água superficial mais fria e densa afunde. A este tipo de convecção dá-se o nome de convecção de cima para baixo, em oposição ao exemplo de uma panela a ferver na qual a fonte de energia se encontra na sua base. Neste caso, dá-se o nome de convecção de baixo para cima (na Terra, um análogo de convecção de baixo para cima seria a geração de plumas, que não contribui significativamente para o movimento das placas). Uma forma de gerar uma corrente de cima para baixo é congelar um pouco de água tingida e depois colocar os cubos de gelo num recipiente com água. À medida que vai descongelando, esta água, por estar mais fria (e ser mais densa), vai descer na vertical criando uma corrente de convecção descendente. É isso que acontece com a litosfera, em que a litosfera é a corrente descendente.

Na Terra, atualmente, uma parte significativa da convecção parece ser gerada de cima para baixo. A sua fonte de energia reside no aumento do peso (e, consequentemente, da energia potencial gravítica) da litosfera que é gerado à medida que esta arrefece. O Espaço (sideral) e a atmosfera estão muito mais frios que o manto, o que dá origem à existência de uma camada de manto mais rígida junto à sua superfície — a litosfera. A litosfera oceânica é, na sua maior parte, constituída por manto arrefecido. Este manto, dito litosférico, afunda devido à gravidade, arrastando consigo a porção de placa que se encontra à superfície. A força que se gera chama-se força de slab pull. Esta resulta da energia potencial das placas oceânicas e é a principal força motriz do seu movimento. Este é um ponto fulcral da conceção atual da dinâmica da tectónica de placas, e é precisamente aqui que há a necessidade de mudar de paradigma no que diz respeito às forças motrizes da tectónica de placas. Na deriva continental, os continentes eram arrastados pelas correntes de convecção. Na tectónica de placas, é o afundar das placas oceânicas que gera correntes de convecção descendentes e o próprio movimento das placas à superfície (as porções continentais são arrastadas passivamente).

A tectónica de placas é, portanto, uma expressão e parte integrante da convecção do manto e não apenas um dos seus efeitos. Por último, vale a pena referir que as placas, ao afundarem, transformam energia potencial gravítica em energia cinética (a diferença de densidade causa movimento do manto). Esta energia cinética é, por sua vez, dissipada pela viscosidade do manto (que gera uma espécie de fricção), o que gera calor que é transformado em energia térmica. Isto é interessante, pois mostra que as placas, ao afundarem, também contribuem para reaquecer o manto, o que baixa a sua viscosidade e contribui para que o processo se mantenha, numa espécie de feedback. No global, o sistema está a perder energia, pois o arrefecimento das placas à superfície liberta calor, mas este feedback (assim como a reintrodução de água no manto transportada pelas placas na forma e minerais hidratados) contribuem para manter a viscosidade do manto relativamente baixa e permitir com que o processo se perpetue no tempo.
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Imagem: estrutura interna do manto com zonas descendentes constituídas por placas subductadas e por zonas ascendentes (plumas). Atenção que esta imagem está muito simplificada. As zonas de plumas e de ascensão do manto são geralmente muito mais complexas. Imagem adaptada de Alistair Hamill.

#geologia #tectonica #convecção