Échelle de magnitude des moments -Moment magnitude scale

Partie d' une série sur
Tremblements de terre
Les types Choc principal Prévision réplique Poussée aveugle Pourpoint Interplate Intraplaque Mégapoussée Déclenchement à distance Lent Sous-marin Super cisaillement Tsunami essaim de tremblement de terre
causes Mouvement de défaut Volcanisme Sismicité induite
Caractéristiques Épicentre Hypocentre Zone d'ombre Ondes sismiques Onde P Onde S
La mesure Sismomètre Échelles de magnitude sismique Échelles d'intensité sismique
Prédiction Comité de coordination pour la prévision des tremblements de terre Prévision
Autres sujets Fractionnement des ondes de cisaillement Équation d'Adams-Williamson Régions de Flinn-Engdahl Génie parasismique Sismite Sismologie
Portail des sciences de la Terre Catégorie Rubriques connexes
v t e

L' échelle de magnitude du moment ( MMS ; désignée explicitement par M _w  ou Mw , et généralement implicite avec l'utilisation d'un seul M pour la magnitude) est une mesure de la magnitude d'un tremblement de terre ("taille" ou force) basée sur son moment sismique . Il a été défini dans un article de 1979 par Thomas C. Hanks et Hiroo Kanamori . Similaire à l' échelle de magnitude locale/Richter (M _L  ) définie par Charles Francis Richter en 1935, elle utilise une échelle logarithmique ; les petits tremblements de terre ont approximativement les mêmes magnitudes sur les deux échelles. Malgré la différence, les médias d'information disent souvent "l'échelle de Richter" lorsqu'ils se réfèrent à l'échelle de magnitude du moment.

La magnitude du moment (M _w  ) est considérée comme l'échelle de magnitude faisant autorité pour classer les tremblements de terre par taille. Elle est plus directement liée à l'énergie d'un tremblement de terre que les autres échelles et ne sature pas, c'est-à-dire qu'elle ne sous-estime pas les magnitudes comme le font d'autres échelles dans certaines conditions. Elle est devenue l'échelle standard utilisée par les autorités sismologiques telles que l' US Geological Survey pour signaler les grands tremblements de terre (généralement M > 4), remplaçant les échelles de magnitude locale (M _L  ) et de magnitude des ondes de surface (M _s  ). Les sous-types de l'échelle de magnitude du moment (M _ww  , etc.) reflètent différentes manières d'estimer le moment sismique.

Histoire

Échelle de Richter : la mesure originale de la magnitude d'un tremblement de terre

Au début du XXe siècle, on savait très peu de choses sur la façon dont les tremblements de terre se produisent, comment les ondes sismiques sont générées et se propagent à travers la croûte terrestre, et quelles informations elles contiennent sur le processus de rupture sismique ; les premières échelles de magnitude étaient donc empiriques . La première étape dans la détermination empirique des magnitudes des tremblements de terre a eu lieu en 1931 lorsque le sismologue japonais Kiyoo Wadati a montré que l'amplitude maximale des ondes sismiques d'un tremblement de terre diminuait avec la distance à un certain rythme. Charles F. Richter a ensuite travaillé sur la façon d'ajuster la distance épicentrale (et certains autres facteurs) afin que le logarithme de l'amplitude de la trace du sismographe puisse être utilisé comme une mesure de "magnitude" qui était cohérente en interne et correspondait à peu près aux estimations de l'énergie d'un tremblement de terre. Il a établi un point de référence et la mise à l'échelle décuple (exponentielle) maintenant familière de chaque degré de magnitude, et en 1935 a publié ce qu'il a appelé "l'échelle de magnitude", maintenant appelée l'échelle de magnitude locale, étiquetée M _L  . (Cette échelle est également connue sous le nom d' échelle de Richter , mais les médias utilisent parfois ce terme sans discernement pour désigner d'autres échelles similaires.)

L'échelle de magnitude locale a été développée sur la base de tremblements de terre peu profonds (~ 15 km (9 mi) de profondeur) et de taille modérée à une distance d'environ 100 à 600 km (62 à 373 mi), conditions où les ondes de surface sont prédominantes. À des profondeurs, des distances ou des magnitudes plus importantes, les ondes de surface sont considérablement réduites et l'échelle de magnitude locale sous-estime la magnitude, un problème appelé saturation . Des échelles supplémentaires ont été développées - une échelle de magnitude des ondes de surface ( M _s ) par Beno Gutenberg en 1945, une échelle de magnitude des ondes corporelles ( mB ) par Gutenberg et Richter en 1956, et un certain nombre de variantes - pour surmonter les lacunes de la M Échelle _L   , mais tous sont sujets à saturation. Un problème particulier était que l'échelle M _s   (qui dans les années 1970 était l'échelle de magnitude préférée) sature autour de M _s  8,0 et sous-estime donc la libération d'énergie des "grands" tremblements de terre tels que les tremblements de terre du Chili de 1960 et de l'Alaska de 1964 . Ceux-ci avaient respectivement des magnitudes M _s   de 8,5 et 8,4 mais étaient nettement plus puissants que les autres tremblements de terre de M 8 ; leurs magnitudes de moment étaient plus proches de 9,6 et 9,3.

Couple seul ou couple double

L'étude des tremblements de terre est difficile car les événements sources ne peuvent pas être observés directement, et il a fallu de nombreuses années pour développer les mathématiques permettant de comprendre ce que les ondes sismiques d'un tremblement de terre peuvent nous dire sur l'événement source. Une première étape consistait à déterminer comment différents systèmes de forces pouvaient générer des ondes sismiques équivalentes à celles observées lors de tremblements de terre.

Le système de force le plus simple est une force unique agissant sur un objet. S'il a une force suffisante pour surmonter toute résistance, il fera bouger l'objet ("traduire"). Une paire de forces, agissant sur la même "ligne d'action" mais dans des directions opposées, s'annulera ; s'ils s'annulent (s'équilibrent) exactement, il n'y aura pas de translation nette, bien que l'objet subisse une contrainte, soit une tension, soit une compression. Si la paire de forces est décalée, agissant le long de lignes d'action parallèles mais séparées, l'objet subit une force de rotation, ou couple . En mécanique (la branche de la physique concernée par les interactions des forces) ce modèle est appelé couple , aussi couple simple ou couple simple . Si un deuxième couple d'amplitude égale et opposée est appliqué, leurs couples s'annulent; c'est ce qu'on appelle un couple double . Un double couple peut être considéré comme « équivalent à une pression et une tension agissant simultanément à angle droit ».

Les modèles de couple simple et de couple double sont importants en sismologie car chacun peut être utilisé pour dériver comment les ondes sismiques générées par un événement sismique devraient apparaître dans le « champ lointain » (c'est-à-dire à distance). Une fois cette relation comprise, elle peut être inversée pour utiliser les ondes sismiques observées du tremblement de terre afin de déterminer ses autres caractéristiques, y compris la géométrie de la faille et le moment sismique.

En 1923, Hiroshi Nakano a montré que certains aspects des ondes sismiques pouvaient être expliqués en termes d'un modèle à double couple. Cela a conduit à une controverse de trois décennies sur la meilleure façon de modéliser la source sismique : en couple simple ou en couple double. Alors que les sismologues japonais privilégiaient le couple double, la plupart des sismologues privilégiaient le couple simple. Bien que le modèle de couple unique ait quelques défauts, il semblait plus intuitif, et il y avait une croyance - erronée, en fait - que la théorie du rebond élastique pour expliquer pourquoi les tremblements de terre se produisent nécessitait un modèle de couple unique. En principe, ces modèles pouvaient être distingués par des différences dans les diagrammes de rayonnement de leurs ondes S , mais la qualité des données d'observation était insuffisante pour cela.

Le débat s'est terminé lorsque Maruyama (1963), Haskell (1964) et Burridge et Knopoff (1964) ont montré que si les ruptures sismiques sont modélisées comme des dislocations, le modèle de rayonnement sismique peut toujours correspondre à un modèle équivalent dérivé d'un double couple, mais pas d'un seul couple. Cela a été confirmé car des données meilleures et plus abondantes provenant du réseau mondial de sismographes standard (WWSSN) ont permis une analyse plus approfondie des ondes sismiques. Notamment, en 1966, Keiiti Aki a montré que le moment sismique du tremblement de terre de Niigata de 1964, calculé à partir des ondes sismiques sur la base d'un double couple, était en accord raisonnable avec le moment sismique calculé à partir de la dislocation physique observée.

Théorie des dislocations

Un modèle à double couple suffit à expliquer le modèle de rayonnement sismique à champ lointain d'un tremblement de terre, mais nous en dit très peu sur la nature du mécanisme source d'un tremblement de terre ou sur ses caractéristiques physiques. Alors que le glissement le long d'une faille était théorisé comme la cause des tremblements de terre (d'autres théories incluaient le mouvement du magma ou des changements soudains de volume dus à des changements de phase), l'observation en profondeur n'était pas possible et la compréhension de ce qui pouvait être appris sur le mécanisme source de les ondes sismiques nécessite une compréhension du mécanisme de la source.

La modélisation du processus physique par lequel un tremblement de terre génère des ondes sismiques a nécessité un développement théorique important de la théorie des dislocations , formulée pour la première fois par l'italien Vito Volterra en 1907, avec des développements ultérieurs par EH Love en 1927. Plus généralement appliquée aux problèmes de contrainte dans les matériaux, une extension par F. Nabarro en 1951 a été reconnue par le géophysicien russe AV Vvedenskaya comme applicable aux failles sismiques. Dans une série d'articles commençant en 1956, elle et d'autres collègues ont utilisé la théorie des dislocations pour déterminer une partie du mécanisme focal d'un tremblement de terre et pour montrer qu'une dislocation - une rupture accompagnée de glissement - équivalait en effet à un double couple.

Dans une paire d'articles en 1958, JA Steketee a travaillé sur la façon de relier la théorie des dislocations aux caractéristiques géophysiques. De nombreux autres chercheurs ont élaboré d'autres détails, aboutissant à une solution générale en 1964 par Burridge et Knopoff, qui a établi la relation entre les couples doubles et la théorie du rebond élastique, et a fourni la base pour relier les caractéristiques physiques d'un tremblement de terre au moment sismique.

Moment sismique

Le moment sismique – symbole M ₀   – est une mesure du glissement de faille et de la surface impliquée dans le tremblement de terre. Sa valeur est le couple de chacun des deux couples de force qui forment le double-couple équivalent du séisme. (Plus précisément, c'est la grandeur scalaire du tenseur de moment de second ordre qui décrit les composantes de force du double-couple.) Le moment sismique est mesuré en unités de Newton mètres (N·m) ou Joules , ou (dans l'ancien système CGS ) dyne-centimètres (dyn-cm).

Le premier calcul du moment sismique d'un tremblement de terre à partir de ses ondes sismiques a été réalisé par Keiiti Aki pour le tremblement de terre de Niigata en 1964 . Il a fait cela de deux manières. Tout d'abord, il a utilisé des données provenant de stations éloignées du WWSSN pour analyser des ondes sismiques de longue période (200 secondes) (longueur d'onde d'environ 1 000 kilomètres) afin de déterminer la magnitude du double couple équivalent du tremblement de terre. Deuxièmement, il s'est inspiré des travaux de Burridge et Knopoff sur la dislocation pour déterminer la quantité de glissement, l'énergie libérée et la chute de contrainte (essentiellement la quantité d'énergie potentielle libérée). En particulier, il a dérivé une équation désormais célèbre qui relie le moment sismique d'un tremblement de terre à ses paramètres physiques :

M ₀ = μūS

avec μ étant la rigidité (ou résistance au déplacement) d'une faille de surface S sur une dislocation (distance) moyenne de ū . (Les formulations modernes remplacent ūS par l'équivalent D̄A , appelé "moment géométrique" ou "puissance".) Par cette équation, le moment déterminé à partir du double couple des ondes sismiques peut être lié au moment calculé à partir de la connaissance de la surface de glissement de défaut et la quantité de glissement. Dans le cas du tremblement de terre de Niigata, la dislocation estimée à partir du moment sismique se rapproche raisonnablement de la dislocation observée.

Le moment sismique est une mesure du travail (plus précisément, le couple ) qui entraîne un déplacement inélastique (permanent) ou une distorsion de la croûte terrestre. Il est lié à l'énergie totale libérée par un tremblement de terre. Cependant, la puissance ou la destructivité potentielle d'un tremblement de terre dépend (entre autres facteurs) de la quantité d'énergie totale convertie en ondes sismiques. Cela représente généralement 10% ou moins de l'énergie totale, le reste étant dépensé pour fracturer la roche ou surmonter le frottement (générant de la chaleur).

Néanmoins, le moment sismique est considéré comme la mesure fondamentale de la taille du tremblement de terre, représentant plus directement que d'autres paramètres la taille physique d'un tremblement de terre. Dès 1975, il était considéré comme "l'un des paramètres de source de tremblement de terre instrumentaux les plus fiables".

Introduction d'une grandeur motivée par l'énergie M _w

La plupart des échelles de magnitude des tremblements de terre souffraient du fait qu'elles ne fournissaient qu'une comparaison de l'amplitude des ondes produites à une distance et une bande de fréquence standard ; il était difficile de relier ces magnitudes à une propriété physique du tremblement de terre. Gutenberg et Richter ont suggéré que l'énergie rayonnée E _s pourrait être estimée comme

${\displaystyle \log E_{s}\environ 4,8+1,5M_{S},}$

(en Joules). Malheureusement, la durée de nombreux tremblements de terre très importants était supérieure à 20 secondes, la période des ondes de surface utilisées dans la mesure de M _s  . Cela signifiait que les tremblements de terre géants tels que le tremblement de terre chilien de 1960 (M 9,5) ne se voyaient attribuer qu'un M _s  8,2. Le sismologue de Caltech Hiroo Kanamori a reconnu cette lacune et a pris la mesure simple mais importante de définir une magnitude basée sur des estimations de l'énergie rayonnée, M _w  , où le "w" représentait le travail (énergie) :

${\displaystyle M_{w}=2/3\log E_{s}-3.2}$

Kanamori a reconnu que la mesure de l'énergie rayonnée est techniquement difficile car elle implique l'intégration de l'énergie des vagues sur toute la bande de fréquences. Pour simplifier ce calcul, il a noté que les parties les plus basses du spectre peuvent souvent être utilisées pour estimer le reste du spectre. L' asymptote de fréquence la plus basse d'un spectre sismique est caractérisée par le moment sismique , M ₀  . En utilisant une relation approximative entre l'énergie rayonnée et le moment sismique (qui suppose que la chute de contrainte est complète et ignore l'énergie de fracture),

${\displaystyle E_{s}\environ M_{0}/(2\fois 10^{4})}$

(où E est en Joules et M ₀   est en N m), Kanamori a approximé M _w   par ${\displaystyle \cdot }$

${\displaystyle M_{w}=(\log M_{0}-9.1)/1.5}$

Échelle de magnitude des moments

La formule ci-dessus a facilité l'estimation de la magnitude basée sur l'énergie M _w  , mais elle a changé la nature fondamentale de l'échelle en une échelle de magnitude de moment. Le sismologue de l'USGS Thomas C. Hanks a noté que l'échelle M _w de Kanamori   était très similaire à une relation entre M _L   et M ₀   rapportée par Thatcher & Hanks (1973)

${\displaystyle M_{L}\approx (\log M_{0}-9.0)/1.5}$

Hanks & Kanamori (1979) ont combiné leurs travaux pour définir une nouvelle échelle de magnitude basée sur des estimations du moment sismique

${\displaystyle M=(\log M_{0}-9.05)/1.5}$

où est défini en newton mètres (N·m). ${\displaystyle M_{0}}$

Utilisation actuelle

La magnitude du moment est maintenant la mesure la plus courante de la taille des tremblements de terre pour les magnitudes moyennes à grandes, mais en pratique, le moment sismique (M ₀  ), le paramètre sismologique sur lequel il est basé, n'est pas mesuré systématiquement pour les petits tremblements de terre. Par exemple, le United States Geological Survey n'utilise pas cette échelle pour les tremblements de terre d'une magnitude inférieure à 3,5, ce qui comprend la grande majorité des tremblements de terre.

Les articles de presse populaires traitent le plus souvent de tremblements de terre significatifs supérieurs à M ~ 4. Pour ces événements, la magnitude préférée est la magnitude du moment M _w  , et non la magnitude locale de Richter M _L  .

Définition

Le symbole de l'échelle de magnitude du moment est M _w  , avec l'indice "w" signifiant le travail mécanique accompli. La magnitude du moment M _w   est une valeur sans dimension définie par Hiroo Kanamori comme

${\displaystyle M_{\mathrm {w} }={\frac {2}{3}}\log _{10}(M_{0})-10.7,}$

où M ₀   est le moment sismique en dyne ⋅cm (10 ⁻⁷  N⋅m). Les valeurs constantes de l'équation sont choisies pour assurer la cohérence avec les valeurs d'amplitude produites par les échelles précédentes, telles que l'amplitude locale et l'amplitude des ondes de surface. Ainsi, un micro-séisme de magnitude nulle a un moment sismique d'environ1,2 × 10 ⁹  N⋅m , tandis que le grand tremblement de terre chilien de 1960, avec une magnitude de moment estimée de 9,4 à 9,6, avait un moment sismique entre1,4 × 10 ²³  N⋅m et2,8 × 10 ²³  N⋅m .

Relations entre le moment sismique, l'énergie potentielle libérée et l'énergie rayonnée

Le moment sismique n'est pas une mesure directe des changements d'énergie lors d'un tremblement de terre. Les relations entre le moment sismique et les énergies mises en jeu dans un séisme dépendent de paramètres qui ont de grandes incertitudes et qui peuvent varier d'un séisme à l'autre. L'énergie potentielle est stockée dans la croûte sous forme d' énergie élastique due à la contrainte accumulée et à l'énergie gravitationnelle . Lors d'un tremblement de terre, une partie de cette énergie stockée est transformée en ${\displaystyle \Delta W}$

• énergie dissipée lors de l'affaiblissement par frottement et de la déformation inélastique des roches par des processus tels que la création de fissures${\displaystyle E_{f}}$
• chaleur${\displaystyle E_{h}}$
• énergie sismique rayonnée${\displaystyle E_{s}}$

La chute d'énergie potentielle causée par un tremblement de terre est liée approximativement à son moment sismique par

${\displaystyle \Delta W\approx {\frac {\overline {\sigma }}{\mu }}M_{0}}$

où est la moyenne des contraintes de cisaillement absolues sur la faille avant et après le tremblement de terre (par exemple, l'équation 3 de Venkataraman & Kanamori 2004 ) et est la moyenne des modules de cisaillement des roches qui constituent la faille. Actuellement, il n'existe pas de technologie pour mesurer les contraintes absolues à toutes les profondeurs d'intérêt, ni de méthode pour les estimer avec précision, et est donc mal connue. Elle peut varier fortement d'un séisme à l'autre. Deux tremblements de terre identiques mais différents auraient déclenché des événements différents . ${\displaystyle {\overline {\sigma}}}$${\displaystyle\mu}$${\displaystyle {\overline {\sigma}}}$${\displaystyle M_{0}}$${\displaystyle {\overline {\sigma}}}$${\displaystyle \Delta W}$

L'énergie rayonnée causée par un tremblement de terre est approximativement liée au moment sismique par

${\displaystyle E_{\mathrm {s} }\approx \eta _{R}{\frac {\Delta \sigma _{s}}{2\mu }}M_{0}}$

où est l'efficacité rayonnée et est la chute de contrainte statique, c'est-à-dire la différence entre les contraintes de cisaillement sur la faille avant et après le tremblement de terre (par exemple, d'après l'équation 1 de Venkataraman & Kanamori 2004 ). Ces deux quantités sont loin d'être constantes. Par exemple, dépend de la vitesse de rupture ; il est proche de 1 pour les tremblements de terre réguliers mais beaucoup plus faible pour les tremblements de terre plus lents tels que les tremblements de terre tsunami et les tremblements de terre lents . Deux séismes identiques mais différents ou auraient rayonné différemment . ${\displaystyle \eta _{R}=E_{s}/(E_{s}+E_{f})}$${\displaystyle \Delta\sigma _{s}}$${\displaystyle \eta _{R}}$${\displaystyle M_{0}}$${\displaystyle \eta _{R}}$${\displaystyle \Delta\sigma _{s}}$${\displaystyle E_{\mathrm {s} }}$

Étant donné que et sont des propriétés fondamentalement indépendantes d'une source de tremblement de terre, et qu'elles peuvent maintenant être calculées plus directement et de manière plus robuste que dans les années 1970, l'introduction d'une magnitude distincte associée à l'énergie rayonnée était justifiée. Choy et Boatwright ont défini en 1995 la grandeur énergétique${\displaystyle E_{\mathrm {s} }}$${\displaystyle M_{0}}$${\displaystyle E_{\mathrm {s} }}$

${\displaystyle M_{\mathrm {E} }=\textstyle {\frac {2}{3}}\log _{10}E_{\mathrm {s}}-3.2}$

où est dans J (N·m). ${\displaystyle E_{\mathrm {s} }}$

Comparaison de l'énergie libérée par deux tremblements de terre

En supposant que les valeurs de σ̄/μ sont les mêmes pour tous les tremblements de terre, on peut considérer M _w   comme une mesure du changement d'énergie potentielle Δ W causé par les tremblements de terre. De même, si l'on suppose que est la même pour tous les séismes, on peut considérer M _w   comme une mesure de l'énergie E _s rayonnée par les séismes. ${\displaystyle \eta _{R}\Delta \sigma _{s}/2\mu }$

Sous ces hypothèses, la formule suivante, obtenue en résolvant pour M ₀   l'équation définissant M _w  , permet d'évaluer le rapport de restitution d'énergie (potentielle ou rayonnée) entre deux séismes de magnitudes de moment différentes, et : ${\displaystyle E_{1}/E_{2}}$${\displaystyle m_{1}}$${\displaystyle m_{2}}$

${\displaystyle E_{1}/E_{2}\approx 10^{{\frac {3}{2}}(m_{1}-m_{2})}.}$

Comme avec l'échelle de Richter, une augmentation d'un pas sur l' échelle logarithmique de la magnitude du moment correspond à une augmentation de 10 ^1,5 ≈ 32 fois de la quantité d'énergie libérée, et une augmentation de deux pas correspond à une augmentation de 10 ³ = 1000 fois de énergie. Ainsi, un séisme de M _w   de 7,0 contient 1000 fois plus d'énergie qu'un de 5,0 et environ 32 fois celui de 6,0.

Comparaison avec les équivalents TNT

Pour rendre plausible la signification de la valeur de magnitude, l'énergie sismique libérée lors du tremblement de terre est parfois comparée à l'effet de l'explosif chimique conventionnel TNT . L'énergie sismique résulte de la formule mentionnée ci-dessus selon Gutenberg et Richter pour ${\displaystyle E_{\mathrm {S} }}$

${\displaystyle E_{\mathrm {S}}=10^{\;\!1.5\cdot M_{\mathrm {S}}+4.8}}$

ou converties en bombes d'Hiroshima :

${\displaystyle E_{\mathrm {S} }={\frac {10^{\;\!1.5\cdot M_{\mathrm {S} }+4.8}}{5.25\cdot 10^{13}}}= 10^{\;\!1.5\cdot M_{\mathrm {S} }-8.92}}$

Pour comparer l'énergie sismique (en joules) avec l'énergie d'explosion correspondante, une valeur de 4,2 - 10 ⁹ joules par tonne de TNT s'applique. Le tableau illustre la relation entre l'énergie sismique et la magnitude du moment.

M w	ES ( Joules)	Équivalence TNT (tonnes)	équivalence Hiroshima- bombe (12,5 kT TNT)
3	2.0  ·  10 9	-	-
4	6.3  ·  10 10	000.000.015	00.000,0012
5	2.0  ·  10 12	000.000.475	00.000,0380
6	6.3  ·  10 13	000,015 000	00.001.2000
7	2.0  ·  10 15	000.475 000	00.038,0000
8	6.3  ·  10 16	015 000 000	01 200,0000
9	2.0  ·  10 18	475 000 000	38 000,0000
dix	6.3  ·  10 19	15 000 000 000	1 200 000,0000

La fin de l'échelle se situe à la valeur 10,6 correspondant à l'hypothèse qu'à cette valeur la croûte terrestre devrait se désagréger complètement.

Sous-types de M _w

Diverses façons de déterminer l'amplitude du moment ont été développées, et plusieurs sous-types de l'échelle M _w   peuvent être utilisés pour indiquer la base utilisée.

• Mwb - Basé surl'inversion du tenseur des moments desondes corporelles de longue période (~ 10 - 100 s).
• Mwr - À partir d'uneinversion du tenseur de momentde formes d'onde complètes à des distances régionales (~ 1 000 milles). Parfois appelé RMT.
• Mwc - Dérivé d'uneinversion du tenseur du moment centroïdedes ondes de corps et de surface à période intermédiaire et longue.
• Mww - Dérivé d'uneinversion du tenseur du moment centroïdede la phase W.
• Mwp (Mi ) – Développé par Seiji Tsuboi pour une estimation rapide du potentiel de tsunami des grands séismes côtiers à partir de mesures des ondes P, puis étendu aux séismes télésismiques en général.
• Mwpd - Une procédure durée-amplitude qui prend en compte la durée de la rupture, fournissant une image plus complète de l'énergie libérée par des ruptures plus durables ("lente") que celle observée avec M_w .

Voir également

• Génie parasismique
• Listes des tremblements de terre
• Échelles de magnitude sismique

Remarques

Sources

Liens externes

• USGS : mesurer les tremblements de terre
• Perspective : une comparaison graphique de la libération d'énergie sismique – Pacific Tsunami Warning Center