A gravidade da Terra, denotada por g, é a aceleração resultante da gravitação produzida pela distribuição de massa do sistema terrestre e da força inercial centrífuga gerada pela rotação da Terra. Como grandeza vetorial, tem a direção definida por um prumo e magnitude dada pela norma euclidiana .
No SI, essa aceleração é expressa em metros por segundo ao quadrado, com símbolo m/s² ou m·s−2, ou de forma equivalente em newtons por quilograma, com símbolo N/kg ou N·kg−1. Perto da superfície da Terra, a aceleração devida à gravidade é de cerca de 9,8 m/s² com precisão de dois algarismos significativos. Sem o arrasto do ar, a componente vertical da velocidade de um objeto em queda livre aumenta no sentido descendente em aproximadamente 9,8 m/s a cada segundo. O símbolo em itálico g usado para a grandeza difere do símbolo romano g da unidade grama. Pela convenção do SI, símbolos de grandezas são grafados em itálico e símbolos de unidades em caracteres romanos.
A gravidade padrão tem o valor convencional exato de 9,80665 m/s², adotado pela terceira Conferência Geral de Pesos e Medidas, CGPM, em 1901. Usam-se geralmente ou para esse valor, enquanto g também designa o valor local, que varia conforme o lugar.
Em ciência e tecnologia, o peso de um corpo em determinado referencial é a força que lhe daria uma aceleração igual à aceleração local de queda livre nesse referencial. Na Terra, essa força resulta das atrações gravitacionais relevantes e do efeito centrífugo no referencial que gira com o planeta. O empuxo atmosférico costuma ficar fora dessa definição. Na geodésia, as atrações externas da Lua e do Sol são normalmente incluídas nos efeitos de maré.
Medição
Medições terrestres miniatura|direita|250px|Aparelho para medição absoluta da gravidade desenvolvido em 1976 pelo Instituto de Pesquisa de Terremotos do Japão.
Na gravimetria absoluta, a aceleração local é medida diretamente em unidades do SI, e instrumentos clássicos acompanham por interferometria a laser o movimento de uma massa em queda livre no vácuo. A gravimetria relativa mede diferenças entre lugares ou mudanças com o tempo e é usada em levantamentos densos e no acompanhamento contínuo. Gravímetros terrestres, aerotransportados e supercondutores complementam as missões por satélite ao registrar componentes de pequena escala e mudanças temporais que não são resolvidas da mesma maneira a partir do espaço.
O International Terrestrial Gravity Reference System, ITGRS, e sua realização, o International Terrestrial Gravity Reference Frame, ITGRF, são desenvolvidos pela Associação Internacional de Geodésia. O ITGRS define a grandeza de referência a partir da aceleração instantânea de queda livre expressa no SI e estabelece convenções para correções temporais. O ITGRF usa medições absolutas rastreáveis ao SI. Em setembro de 2026, sua realização ainda estava em desenvolvimento.
Gravímetros absolutos baseados em interferometria atômica usam átomos resfriados por laser como massas de teste em queda livre. A aceleração é medida com padrões de frequência, comprimento e tempo. A técnica saiu do laboratório e passou a ser usada em instrumentos transportáveis para metrologia, geofísica e trabalho de campo.
Desde 1978, o Observatório Nacional mantém a Rede Gravimétrica Fundamental Brasileira, RGFB, com estações de referência para medições de alta precisão. O IBGE também mantém uma rede de estações gravimétricas usada em levantamentos geodésicos. A densificação sistemática dessa rede começou em 1990 para reduzir grandes vazios de dados nas regiões Norte, Centro-Oeste e Nordeste.
Medições por satélite miniatura|upright=1.35|Anomalias da gravidade terrestre medidas pela missão GRACE.
As missões CHAMP, GRACE, GOCE, Swarm e GRACE-FO mediram componentes estáticas e mudanças temporais do campo gravitacional terrestre por métodos complementares. O Satellite Laser Ranging é especialmente útil para determinar coeficientes de baixo grau do campo gravitacional, correspondentes a variações de grande comprimento de onda.
Modelos globais do campo gravitacional usam expansões em harmônicos esféricos para expressar o geopotencial obtido com observações espaciais e terrestres. Mapas das ondulações do geoide e das anomalias gravimétricas são outras formas de apresentar grandezas derivadas desses modelos.
Nas missões GRACE e GRACE-FO, dois satélites percorrem órbitas semelhantes e mudam ligeiramente sua separação ao atravessar regiões com diferenças de massa. Essa variação de distância é medida com alta precisão e convertida em soluções globais, normalmente mensais, da distribuição de massa. A comparação entre meses permite acompanhar a redistribuição de água entre a atmosfera, os oceanos, as águas subterrâneas e as camadas de gelo. A GRACE operou de 2002 a 2017, e a GRACE-FO foi lançada em 2018. Em setembro de 2026, a GRACE-FO permanecia ativa e produzia mapas mensais do campo gravitacional. O lançamento da GRACE-C estava programado para dezembro de 2028 para prolongar essa série de observações.
A missão GRAIL usou as espaçonaves Ebb e Flow para mapear o campo gravitacional da Lua. Elas entraram em órbita lunar em 31 de dezembro de 2011 e 2 de janeiro de 2012, completaram as fases científicas principal e estendida ao longo de 2012 e encerraram a missão com impactos deliberados na Lua em 17 de dezembro de 2012.
Magnitude miniatura|direita|260px|Linhas idealizadas do campo gravitacional ao redor da Terra.
Uma esfera perfeita e não girante produziria um campo gravitacional de mesma magnitude em todos os pontos de sua superfície se tivesse densidade uniforme ou densidade dependente apenas da distância ao centro, condição de simetria esférica. A Terra gira, é ligeiramente achatada nos polos e abaulada no equador, com forma próxima à de uma esfera oblata. Essas características produzem pequenas diferenças na magnitude da gravidade ao longo da superfície.
O GGMplus combina dados gravimétricos de satélite e terrestres com efeitos gravitacionais calculados a partir da topografia e obtém uma variação de cerca de 0,7% na gravidade superficial. Os candidatos aos extremos globais são o cume do Huascarán, no Peru, com cerca de 9,76392 m/s², e uma área do Oceano Ártico, com cerca de 9,83366 m/s². O valor ártico foi obtido fora da área de cobertura topográfica de maior resolução do GGMplus e usa apenas a componente de menor resolução disponível naquela região.
Valor convencional Em 1901, a terceira Conferência Geral de Pesos e Medidas adotou como valor convencional da aceleração padrão da gravidade. O número veio de uma determinação absoluta realizada no Bureau Internacional de Pesos e Medidas por Gilbert Étienne Defforges, reduzida teoricamente a 45° de latitude e ao nível do mar. O valor é exato por convenção e não corresponde à medição de um lugar específico nem à média da gravidade terrestre. O quilograma-força, unidade obsoleta no SI, também foi definido usando esse valor.
Latitude miniatura|direita|260px|Contribuições da atração gravitacional e do efeito centrífugo da rotação terrestre para a aceleração da gravidade. Os vetores são esquemáticos e não estão em escala.
A rotação da Terra torna a superfície um referencial não inercial e gera uma força centrífuga para fora, mais intensa perto do equador do que nas latitudes polares. Essa força reduz a aceleração aparente para baixo e, no equador, corresponde a cerca de 0,35% da gravidade local.
A protuberância equatorial, também causada pela rotação, aumenta a distância entre a superfície e o centro da Terra no equador em comparação com os polos. A atração gravitacional entre duas massas diminui com o quadrado da distância entre elas, e a distribuição de massa sob um ponto da superfície também muda com a latitude. Um objeto no equador sofre, por esses efeitos, atração gravitacional menor do que um objeto em qualquer dos polos.
A protuberância equatorial e o efeito centrífugo fazem a gravidade normal do elipsoide WGS 84 passar de 9,7803253359 m/s² no equador para 9,8321849379 m/s² nos polos, diferença de cerca de 0,53%. A gravidade local pode se afastar desses valores por causa da altitude, da topografia e da distribuição regional de massa.
Altitude miniatura|300px|alt=A gravidade de um corpo varia aproximadamente com o inverso do quadrado de sua distância ao centro da Terra. O gráfico mostra essa relação da superfície a 30.000 quilômetros de altitude.|Garavidade da Terra em função da distância, da superfície até 30.000 km de altitude.
miniatura|300px|Comparação da Terra, de Marte e do campo gravitacional da Lua em função da elevação.
Como a distância ao centro da Terra cresce com a altitude, a gravidade diminui. Em uma aproximação esférica e radialmente simétrica, a razão entre a aceleração gravitacional a uma altura e aquela no raio de referência é
Com igual ao raio médio terrestre, cerca de 6.371 km, uma elevação de 9 km reduz essa componente gravitacional em aproximadamente 0,28%. Para obter valores locais precisos, também é necessário considerar a forma elipsoidal da Terra, sua rotação e as irregularidades da distribuição de massa.
A cerca de 400 km de altitude, o campo gravitacional ainda tem aproximadamente 89% da intensidade que teria à mesma latitude na superfície. A imponderabilidade dos astronautas em órbita decorre da queda livre da espaçonave e de seus ocupantes, não da ausência de gravidade.
Estimativa interativa
A calculadora abaixo permite observar como a gravidade diminui à medida que aumenta a distância ao centro da Terra. Ela também ajuda a entender por que astronautas em órbita ainda estão sob forte ação da gravidade, embora pareçam sem peso por estarem em queda livre. Ela aplica a relação do inverso do quadrado apresentada acima, permitindo testar diferentes altitudes e comparar a aceleração estimada com o valor adotado como referência na superfície. Digite a altitude h em quilômetros.
+ Estimativa pelo modelo esférico Raio médio da Terra R 6 371,00877 km Aceleração de referência g(R) 9,80665 m/s2 Altitude acima do nível do mar h km Aceleração estimada g(h) m/s2 Percentual do valor de referência % O cálculo usa o raio médio da Terra e fixa g(R) no valor da gravidade padrão. O resultado é uma aproximação para uma Terra esférica. Um cálculo da gravidade local também considera a latitude, a rotação e a distribuição de massa.
Profundidade miniatura|upright=1.35|Gravidade em diferentes camadas internas da Terra. O número 1 corresponde à crosta continental, 2 à crosta oceânica, 3 ao manto superior, 4 ao manto inferior, 5 e 6 ao núcleo, e A ao limite entre a crosta e o manto.
Em um modelo esfericamente simétrico e não girante, o teorema das cascas esféricas faz a magnitude da componente gravitacional a uma distância do centro depender apenas da massa contida no interior desse raio. Os efeitos das camadas esféricas exteriores se cancelam, e a aceleração é
em que é a constante gravitacional universal. Para uma esfera de densidade constante , , o que fornece
No modelo de densidade constante, a componente gravitacional decresce linearmente com a profundidade. Se , então . A densidade da Terra real não é constante. Como modelo intermediário, pode-se supor que ela diminua linearmente com o raio, de no centro para na superfície. Nesse caso, e
O PREM usa observações sísmicas, modos normais da Terra e restrições globais de massa e momento de inércia para definir a estrutura radial terrestre. Seus perfis de densidade e parâmetros elásticos permitem calcular a variação da gravidade com a profundidade.
Topografia e geologia locais miniatura|upright=1.4|Diferenças na gravidade da Terra ao redor do continente antártico.