Sismologia

Antiguidade e período clássico

O interesse pelos sismos remonta à Antiguidade. Especulações sobre suas causas naturais estão nos escritos de Tales de Mileto, Anaxímenes de Mileto e Aristóteles.

Em 132 d.C., Zhang Heng, da Dinastia Han, projetou o primeiro sismoscópio conhecido.

Início da ciência moderna

No século XVII, Athanasius Kircher sustentou que os sismos eram causados pelo movimento de fogo através de um sistema de canais no interior da Terra. Martin Lister, que viveu de 1638 a 1712, e Nicolas Lemery, de 1645 a 1715, propuseram que tinham origem em explosões químicas no interior do planeta.

O sismo de Lisboa de 1755, ocorrido em uma época de intensa atividade científica na Europa, levou a novas tentativas de compreender o comportamento e as causas dos sismos. Entre os primeiros trabalhos estavam a coletânea organizada por John Bevis, de 1757, e o estudo de John Michell, de 1760. Michell interpretou os movimentos sísmicos como ondas que se propagavam pela Terra e procurou estimar a posição de sua origem. Sua explicação para a causa dos abalos, porém, era uma explosão de vapor no subsolo.

Em resposta a uma sequência de sismos perto de Comrie, na Escócia, em 1839, foi criado no Reino Unido da Grã-Bretanha e Irlanda um comitê para desenvolver métodos melhores de detecção de sismos. Um dos resultados foi a construção de um dos primeiros sismômetros modernos por James David Forbes, apresentado em um relatório de David Milne-Home em 1842. O aparelho era um pêndulo invertido que registrava a atividade sísmica por meio de um lápis colocado sobre papel acima do pêndulo. Os projetos não tiveram o desempenho esperado nos testes relatados por Milne.

Em 1849 e 1850, Robert Mallet realizou experimentos com explosivos para medir a propagação das ondas sísmicas. Também investigou os efeitos do sismo de Basilicata de 1857 e cunhou a palavra inglesa seismology. Por esses trabalhos, recebeu a designação de "pai da sismologia".

Em 1889, Ernst von Rebeur-Paschwitz registrou o primeiro sinal telessísmico conhecido, proveniente de um sismo no Japão e detectado em Potsdam, na Alemanha.

Em 1894, Fusakichi Ōmori mostrou que a frequência das réplicas diminui depois do abalo principal, com base em sua análise do sismo de Kumamoto de 1889, do sismo de Mino-Owari de 1891 e do sismo de Kagoshima de 1893.

Em 1897, cálculos teóricos de Emil Wiechert o levaram à conclusão de que a estrutura interna da Terra contém um manto de silicatos em torno de um núcleo de ferro.

Em 1900, Richard Dixon Oldham distinguiu nos sismogramas as chegadas das ondas de compressão, das ondas de cisalhamento e das ondas de superfície. Em 1906, apresentou argumentos sísmicos para a existência de um núcleo central na Terra.

Em 1909, Andrija Mohorovičić descobriu a Descontinuidade de Mohorovičić. Chamada com frequência de "Moho", ela é o limite entre a crosta e o manto. Sua identificação se baseia no aumento da velocidade das ondas sísmicas ao atravessarem esse limite, que separa materiais com composição e propriedades elásticas diferentes.

Em 1910, depois de estudar o sismo de São Francisco de 1906, Harry Fielding Reid propôs a teoria da recuperação elástica. Nela, a deformação elástica se acumula nas rochas enquanto a falha permanece travada e é parcialmente liberada quando ocorre o deslizamento sísmico. A formulação da teoria dependeu de avanços anteriores no estudo dos materiais elásticos e na matemática.

Um dos primeiros estudos científicos das réplicas de um sismo destrutivo ocorreu depois do sismo de Xalapa de 1920, em janeiro daquele ano. Um sismógrafo Wiechert de 80 kg foi levado de trem à cidade mexicana de Xalapa depois do sismo. O instrumento foi instalado para registrar as réplicas. Os dados obtidos permitiram atribuir o abalo principal a uma falha crustal rasa.

Em 1926, Harold Jeffreys apresentou argumentos baseados nas ondas sísmicas para a natureza líquida da região do núcleo imediatamente abaixo do manto, chamada de núcleo externo.

Em 1935, Charles Francis Richter propôs uma escala instrumental de magnitude baseada nas amplitudes dos registros sísmicos, corrigidas para a distância à fonte. A magnitude local permitiu comparar sismos sem depender apenas da intensidade dos efeitos observados em cada local.

Em 1936, Inge Lehmann inferiu a existência de um núcleo interno distinto a partir da propagação de ondas P pelo núcleo terrestre. A natureza sólida dessa região recebeu confirmação por meio de observações dos modos normais da Terra, como as analisadas por Adam Dziewonski e Freeman Gilbert em 1971.

Em 1950, Michael S. Longuet-Higgins formulou uma teoria que explica a geração de microssismos pela interação de ondas oceânicas que se propagam em sentidos opostos. Esse mecanismo produz os chamados microssismos secundários, cuja frequência é aproximadamente o dobro da frequência das ondas oceânicas que os geram.

Em 1961 começou a implantação da World-Wide Standardized Seismograph Network, a WWSSN, com instrumentos e procedimentos de registro padronizados. Redes posteriores incorporaram instrumentos de banda larga, aquisição digital e transmissão mais rápida dos dados. Na década de 1980 foram implantadas redes globais digitais, entre elas a GEOSCOPE, a partir de 1982, e a Global Seismographic Network, a partir de 1988.

Na década de 1960, as geociências reuniram a explicação de muitos sismos e dos movimentos da superfície terrestre na teoria da tectónica de placas.

Em 1966, Keiiti Aki usou o momento sísmico para caracterizar a fonte do sismo de Niigata de 16 de junho de 1964, relacionando a medida às propriedades físicas da ruptura.

Em 1977, Hiroo Kanamori formulou uma escala baseada no momento sísmico para medir grandes sismos sem a saturação que afeta algumas escalas anteriores. Essa formulação está na origem da escala de magnitude de momento.

Ondas de corpo

Existem dois tipos principais de ondas de corpo, as ondas de pressão ou primárias, chamadas ondas P, e as ondas de cisalhamento ou secundárias, chamadas ondas S. As ondas P são ondas longitudinais de compressão e rarefação, nas quais as partículas se movem paralelamente à direção de propagação. Em um mesmo meio, propagam-se mais rapidamente que as ondas S e costumam produzir a primeira chegada de um sismo registrada no sismograma.

As ondas S são ondas transversais, com movimento das partículas perpendicular à direção de propagação. Elas se deslocam mais lentamente que as ondas P. Como líquidos e gases não sustentam a deformação elástica de cisalhamento necessária à sua propagação, as ondas S atravessam sólidos, mas não o interior de fluidos.

Ondas de superfície

As ondas de superfície resultam das condições impostas pela superfície e pelas interfaces do meio à propagação das ondas elásticas. Os dois tipos principais são as ondas de Rayleigh, que envolvem movimentos de compressão e de cisalhamento em um plano vertical, e as ondas de Love, cujo movimento é horizontal e perpendicular à direção de propagação.

As ondas de Rayleigh podem se propagar na superfície de um sólido homogêneo. As ondas de Love exigem uma estrutura que aprisione ondas de cisalhamento polarizadas horizontalmente. No modelo mais simples, essa estrutura é uma camada superficial com velocidade de ondas S menor que a do material abaixo dela.

Na Terra, as ondas de superfície geralmente são dispersivas, isto é, suas velocidades dependem da frequência, porque ondas de diferentes comprimentos amostram profundidades e propriedades elásticas diferentes. No modelo ideal de um semiespaço homogêneo, isotrópico e perfeitamente elástico, as ondas de Rayleigh não apresentam essa dispersão. Suas velocidades dependem das propriedades elásticas, da densidade e da estrutura em profundidade do meio.

O espalhamento geométrico reduz a amplitude das ondas de superfície mais lentamente que a das ondas de corpo. Em aproximações ideais, longe de uma fonte pontual e sem absorção, a amplitude das ondas de corpo diminui com o inverso da distância à fonte. A amplitude de um modo superficial, em uma frequência fixa e sem considerar a curvatura terrestre, diminui com o inverso da raiz quadrada da distância percorrida pela superfície.

Em registros de sismos rasos a grandes distâncias, as ondas de superfície frequentemente produzem as maiores amplitudes. Fontes próximas da superfície, como sismos rasos e explosões superficiais, as excitam com mais eficiência que fontes profundas.

Modos normais

Ondas de corpo e de superfície são ondas viajantes. Grandes sismos também podem colocar a Terra inteira em oscilação, de modo semelhante ao que ocorre com um sino. Esse movimento é uma combinação de modos normais com frequências discretas, cujos períodos mais longos são da ordem de uma hora. Depois de sismos muito grandes, alguns desses modos podem ser detectados durante semanas.

As primeiras observações inequívocas das oscilações livres da Terra foram obtidas depois do sismo de Valdivia de 1960. O sismo do Alasca de 1964 forneceu novos registros para esse estudo. As frequências dos modos normais e suas variações permitem investigar a estrutura profunda do planeta.

Predição de sismos

Não existe um método cientificamente validado que permita prever de forma confiável a data, o local e a magnitude de um terremoto específico antes de seu início. As estimativas probabilísticas calculam a possibilidade de ocorrerem sismos em uma região e em um intervalo de tempo, sem determinar um evento individual com essa precisão. Os sistemas de alerta sísmico detectam um sismo que já começou e tentam enviar avisos antes da chegada dos tremores mais fortes a locais mais distantes. Não são sistemas de predição.

Uma controvérsia pública surgiu depois que seis especialistas e um funcionário da proteção civil italiana foram processados por homicídio culposo em relação ao sismo de magnitude 6,3 ocorrido em Áquila em 6 de abril de 2009. A revista Nature relatou que o processo foi amplamente interpretado como uma punição pela falta de uma previsão, provocando críticas da Associação Americana para o Avanço da Ciência e da União de Geofísica dos Estados Unidos. Os moradores entrevistados, porém, questionavam a avaliação e a comunicação do risco. A acusação sustentava que, em uma reunião na semana anterior ao sismo, os participantes haviam tranquilizado a população sem transmitir informações adequadas sobre o perigo e as medidas de preparação.

As condenações de seis dos sete réus foram anuladas em recurso, e a absolvição foi confirmada pela Corte de Cassação italiana em 2015. Para o funcionário da proteção civil Bernardo De Bernardinis, foi mantida a pena de dois anos.

Em locais com registros históricos de sismos, esses dados ajudam a estimar a distribuição, as magnitudes e as taxas de ocorrência de eventos passados, que entram nas avaliações de ameaça sísmica. Esse trabalho envolve limitações de interpretação. Epicentros, hipocentros e magnitudes de sismos históricos podem ser incertos. Um tremor moderado relatado em uma cidade, por exemplo, pode ter sido causado por um sismo local menor ou por um sismo maior e mais distante. A documentação também pode ser esparsa ou incompleta, sem cobrir toda a área afetada. Registros que abrangem apenas alguns séculos podem cobrir uma fração dos ciclos sísmicos de determinadas falhas, o que limita as estimativas de recorrência.

Sismologia de engenharia

A sismologia de engenharia é o estudo e a aplicação da sismologia para fins de engenharia. O termo costuma abranger o ramo dedicado à avaliação da ameaça sísmica de um local ou de uma região para fins de engenharia sísmica, relacionando as geociências à engenharia civil.

Há dois componentes principais. O primeiro é o estudo da história sísmica, por meio de registros históricos e catálogos instrumentais, e do tectonismo, para avaliar os sismos que podem ocorrer em uma região, suas características e sua frequência.

O segundo é o estudo dos movimentos fortes do solo produzidos pelos sismos, usado para estimar o tremor esperado em futuros eventos com características semelhantes. Esses movimentos podem ser observados com acelerômetros ou sismômetros, ou simulados por computador com diferentes técnicas. Os resultados são usados com frequência no desenvolvimento de equações ou modelos de predição do movimento do solo.