Échelle de magnitude de Richter -Richter magnitude scale

L' échelle de Richter / ˈ r ɪ k t ər / - également appelée échelle de magnitude de Richter , échelle de magnitude de Richter et échelle de Gutenberg-Richter - est une mesure de la force des tremblements de terre , développée par Charles Francis Richter et présentée dans son historique 1935 papier, où il l'appelait "l'échelle de magnitude". Cela a ensuite été révisé et renommé l ' échelle de magnitude locale , notée ML ou M L  .

En raison de diverses lacunes de l'échelle M L d'origine   , la plupart des autorités sismologiques utilisent maintenant d'autres échelles similaires, telles que l' échelle de magnitude de moment (M w  ), pour signaler les magnitudes des tremblements de terre, mais la plupart des médias les appellent encore "Richter" grandeurs. Toutes les échelles de magnitude conservent le caractère logarithmique de l'original et sont mises à l'échelle pour avoir des valeurs numériques à peu près comparables (généralement au milieu de l'échelle). En raison de la variance des séismes, il est essentiel de comprendre que l'échelle de Richter utilise des logarithmes simplement pour rendre les mesures gérables (c'est-à-dire qu'un séisme de magnitude 3 a un facteur 10³ alors qu'un séisme de magnitude 5 est 100 fois plus fort que cela).

Développement

Avant le développement de l'échelle de magnitude, la seule mesure de la force ou de la "taille" d'un tremblement de terre était une évaluation subjective de l'intensité des secousses observées près de l' épicentre du tremblement de terre, classées par diverses échelles d'intensité sismique telles que l' échelle de Rossi-Forel. . ("Taille" est utilisé dans le sens de la quantité d'énergie libérée, et non de la taille de la zone affectée par les secousses, bien que les tremblements de terre à plus haute énergie aient tendance à affecter une zone plus large, en fonction de la géologie locale.) En 1883, John Milne a supposé que la secousse de grands tremblements de terre pourrait générer des ondes détectables dans le monde entier et, en 1899, E. Von Rehbur Paschvitz a observé en Allemagne des ondes sismiques attribuables à un tremblement de terre à Tokyo . Dans les années 1920 , Harry O. Wood et John A. Anderson ont développé le sismographe Wood-Anderson , l'un des premiers instruments pratiques pour l'enregistrement des ondes sismiques. Wood a ensuite construit, sous les auspices du California Institute of Technology et du Carnegie Institute , un réseau de sismographes s'étendant à travers le sud de la Californie . Il a également recruté le jeune et inconnu Charles Richter pour mesurer les sismogrammes et localiser les tremblements de terre générant les ondes sismiques.

En 1931 , Kiyoo Wadati montra comment il avait mesuré, pour plusieurs forts séismes au Japon, l'amplitude des secousses observées à différentes distances de l'épicentre. Il a ensuite tracé le logarithme de l'amplitude en fonction de la distance et a trouvé une série de courbes qui montraient une corrélation approximative avec les magnitudes estimées des tremblements de terre. Richter a résolu certaines difficultés avec cette méthode puis, à l'aide des données recueillies par son collègue Beno Gutenberg , il a produit des courbes similaires, confirmant qu'elles pouvaient être utilisées pour comparer les magnitudes relatives de différents tremblements de terre.

Pour produire une méthode pratique d'attribution d'une mesure absolue de magnitude, il a fallu des développements supplémentaires. Tout d'abord, pour couvrir le large éventail de valeurs possibles, Richter a adopté la suggestion de Gutenberg d'une échelle logarithmique , où chaque étape représente une multiplication par dix de la magnitude, similaire à l'échelle de magnitude utilisée par les astronomes pour la luminosité des étoiles . Deuxièmement, il voulait qu'une magnitude de zéro se situe autour de la limite de la perceptibilité humaine. Troisièmement, il a spécifié le sismographe Wood-Anderson comme instrument standard pour produire des sismogrammes. La magnitude était alors définie comme "le logarithme de l'amplitude maximale de la trace, exprimée en microns ", mesurée à une distance de 100 km (62 mi). L'échelle a été calibrée en définissant un choc de magnitude 0 comme celui qui produit (à une distance de 100 km (62 mi)) une amplitude maximale de 1 micron (1 µm ou 0,001 millimètre) sur un sismogramme enregistré par une torsion Wood-Anderson sismographe  [ pt ] . Enfin, Richter a calculé une table de corrections de distance, dans la mesure où pour des distances inférieures à 200 kilomètres l'atténuation est fortement affectée par la structure et les propriétés de la géologie régionale.

Lorsque Richter a présenté l'échelle résultante en 1935, il l'a appelée (à la suggestion de Harry Wood) simplement une échelle de "magnitude". "L'ampleur de Richter" semble avoir son origine lorsque Perry Byerly a déclaré à la presse que l'échelle était celle de Richter et "devrait être désignée comme telle". En 1956, Gutenberg et Richter, tout en se référant toujours à "l'échelle de magnitude", l'appelaient "magnitude locale", avec le symbole M L  , pour la distinguer des deux autres échelles qu'ils avaient développées, la magnitude de l'onde de surface (M S ) et la magnitude de corps . échelles de magnitude des vagues (M B ).

Détails

L'échelle de Richter a été définie en 1935 pour des circonstances et des instruments particuliers ; les circonstances particulières font référence à sa définition pour le sud de la Californie et "incorporent implicitement les propriétés atténuantes de la croûte et du manteau du sud de la Californie". L'instrument particulier utilisé deviendrait saturé par de forts tremblements de terre et incapable d'enregistrer des valeurs élevées. L'échelle a été remplacée dans les années 1970 par l' échelle de magnitude de moment (MMS, symbole M w  ); pour les tremblements de terre correctement mesurés par l'échelle de Richter, les valeurs numériques sont approximativement les mêmes. Bien que les valeurs mesurées pour les tremblements de terre soient maintenant M w  , elles sont fréquemment rapportées par la presse comme des valeurs de Richter, même pour les tremblements de terre de magnitude supérieure à 8, lorsque l'échelle de Richter perd tout son sens.

Les échelles de Richter et MMS mesurent l'énergie libérée par un séisme ; une autre échelle, l' échelle d'intensité de Mercalli , classe les tremblements de terre selon leurs effets , de détectables par des instruments mais non perceptibles, à catastrophiques. L'énergie et les effets ne sont pas nécessairement fortement corrélés ; un tremblement de terre peu profond dans une zone peuplée avec un sol de certains types peut avoir des effets beaucoup plus intenses qu'un tremblement de terre profond beaucoup plus énergétique dans une zone isolée.

Plusieurs échelles ont été historiquement décrites comme «l'échelle de Richter», en particulier la magnitude locale M L   et l'échelle des ondes de surface M s   . De plus, la magnitude de l'onde corporelle , mb , et la magnitude du moment , M w  , en abrégé MMS, sont largement utilisées depuis des décennies. Quelques nouvelles techniques pour mesurer la magnitude sont en cours de développement par les sismologues.

Toutes les échelles de magnitude ont été conçues pour donner des résultats numériquement similaires. Cet objectif a été bien atteint pour M L  , M s  et M w  . L'échelle mb donne des valeurs quelque peu différentes des autres échelles. La raison de tant de façons différentes de mesurer la même chose est qu'à différentes distances, pour différentes profondeurs hypocentrales et pour différentes tailles de tremblement de terre, les amplitudes de différents types d'ondes élastiques doivent être mesurées.

M L   est l'échelle utilisée pour la majorité des séismes signalés (dizaines de milliers) par les observatoires sismologiques locaux et régionaux. Pour les grands tremblements de terre dans le monde, l'échelle de magnitude de moment (MMS) est la plus courante, bien que M s   soit également signalé fréquemment.

Le moment sismique , M 0 , est proportionnel à la surface de la rupture multipliée par le glissement moyen qui a eu lieu lors du tremblement de terre, il mesure donc la taille physique de l'événement. M w   en est dérivé empiriquement comme une quantité sans unité, juste un nombre conçu pour se conformer à l'échelle M s   . Une analyse spectrale est nécessaire pour obtenir M 0  , alors que les autres grandeurs sont issues d'une simple mesure de l'amplitude d'une onde spécifiquement définie.

Toutes les échelles, sauf M w  , saturent pour les grands tremblements de terre, ce qui signifie qu'elles sont basées sur les amplitudes des ondes qui ont une longueur d'onde plus courte que la longueur de rupture des tremblements de terre. Ces ondes courtes (ondes à haute fréquence) sont un critère trop court pour mesurer l'ampleur de l'événement. La limite supérieure effective de mesure résultante pour M L   est d'environ 7 et d'environ 8,5 pour M s  .

De nouvelles techniques permettant d'éviter le problème de saturation et de mesurer rapidement les magnitudes des très grands séismes sont en cours de développement. L'un d'eux est basé sur l'onde P à longue période ; l'autre est basé sur une onde de canal récemment découverte.

La libération d' énergie d'un tremblement de terre, qui est étroitement corrélée à sa puissance destructrice, évolue avec la puissance 32 de l'amplitude de secousse. Ainsi, une différence de magnitude de 1,0 équivaut à un facteur de 31,6 ( ) dans l'énergie libérée ; une différence de magnitude de 2,0 équivaut à un facteur de 1000 ( ) dans l'énergie libérée. L'énergie élastique rayonnée est mieux dérivée d'une intégration du spectre rayonné, mais une estimation peut être basée sur mb car la plupart de l'énergie est transportée par les ondes à haute fréquence.

Magnitudes de Richter

Gravité du tremblement de terre.jpg

La magnitude de Richter d'un séisme est déterminée à partir du logarithme de l' amplitude des ondes enregistrées par les sismographes (des ajustements sont inclus pour compenser la variation de distance entre les différents sismographes et l' épicentre du séisme). La formule originale est :

A est l'excursion maximale du sismographe de Wood-Anderson, la fonction empirique A 0 ne dépend que de la distance épicentrale de la station, . En pratique, les lectures de toutes les stations d'observation sont moyennées après ajustement avec des corrections spécifiques à la station pour obtenir la   valeur M L. En raison de la base logarithmique de l'échelle, chaque augmentation d'amplitude d'un nombre entier représente une multiplication par dix de l'amplitude mesurée ; en termes d'énergie, chaque augmentation d'un nombre entier correspond à une augmentation d'environ 31,6 fois la quantité d'énergie libérée, et chaque augmentation de 0,2 correspond à environ un doublement de l'énergie libérée.

Les événements d'une magnitude supérieure à 4,5 sont suffisamment puissants pour être enregistrés par un sismographe n'importe où dans le monde, tant que ses capteurs ne sont pas situés dans l' ombre du tremblement de terre .

Ce qui suit décrit les effets typiques des tremblements de terre de diverses magnitudes près de l'épicentre. Les valeurs sont typiques seulement. Ils doivent être pris avec une extrême prudence car l'intensité et donc les effets de sol dépendent non seulement de la magnitude mais aussi de la distance à l'épicentre, de la profondeur du foyer du séisme sous l'épicentre, de l'emplacement de l'épicentre et des conditions géologiques .

Ordre de grandeur La description Intensité Mercalli modifiée maximale typique Effets moyens des tremblements de terre Fréquence moyenne d'occurrence à l'échelle mondiale (estimée)
1,0–1,9 Micro je Microtremblements de terre non ressentis ou rarement ressentis. Enregistré par des sismographes. Continu/plusieurs millions par an
2.0–2.9 Mineure je Ressenti légèrement par certaines personnes. Aucun dommage aux bâtiments. Plus d'un million par an
3.0–3.9 II à III Souvent ressenti par les gens, mais cause très rarement des dommages. Les secousses des objets à l'intérieur peuvent être perceptibles. Plus de 100 000 par an
4.0–4.9 Lumière IV à V Secouement notable des objets intérieurs et bruits de cliquetis. Ressenti par la plupart des personnes dans la zone touchée. Légèrement ressenti à l'extérieur. Cause généralement des dégâts nuls à minimes. Dommages modérés à importants très peu probables. Certains objets peuvent tomber des étagères ou être renversés. 10 000 à 15 000 par an
5.0–5.9 Modéré VI à VII Peut causer des dommages plus ou moins graves aux bâtiments mal construits. Aucun ou léger dommage à tous les autres bâtiments. Ressenti par tout le monde. 1 000 à 1 500 par an
6.0–6.9 Fort VII à IX Dommages à un nombre modéré de structures bien construites dans les zones peuplées. Les structures parasismiques survivent avec des dommages légers à modérés. Les structures mal conçues subissent des dommages modérés à graves. Ressenti dans des zones plus larges ; jusqu'à des centaines de kilomètres de l'épicentre. Secousses fortes à violentes dans la zone épicentrale. 100 à 150 par an
7.0–7.9 Principal VIII ou supérieur Cause des dommages à la plupart des bâtiments, certains s'effondrent partiellement ou complètement ou subissent de graves dommages. Les structures bien conçues sont susceptibles de subir des dommages. Ressenti sur de grandes distances avec des dégâts majeurs principalement limités à 250 km de l'épicentre. 10 à 20 par an
8.0–8.9 Super Dommages importants aux bâtiments, structures susceptibles d'être détruites. Causera des dommages modérés à importants aux bâtiments solides ou résistants aux tremblements de terre. Dégâts sur de grandes surfaces. Ressenti dans des régions extrêmement vastes. Un par an
9.0 et supérieur À ou près de la destruction totale - dommages graves ou effondrement de tous les bâtiments. Les dégâts importants et les secousses s'étendent à des endroits éloignés. Modifications permanentes de la topographie du sol. Un tous les 10 à 50 ans

( Basé sur des documents de l'US Geological Survey. )

L'intensité et le nombre de morts dépendent de plusieurs facteurs (profondeur du tremblement de terre, emplacement de l'épicentre et densité de population, pour n'en nommer que quelques-uns) et peuvent varier considérablement.

Des millions de tremblements de terre mineurs se produisent chaque année dans le monde, ce qui équivaut à des centaines chaque heure chaque jour. D'autre part, les tremblements de terre de magnitude 9+ se produisent environ une fois par an, en moyenne. Le plus grand tremblement de terre enregistré a été le grand tremblement de terre chilien du 22 mai 1960, qui avait une magnitude de 9,5 sur l' échelle de magnitude du moment .

La sismologue Susan Hough a suggéré qu'un séisme de magnitude 10 pourrait représenter une limite supérieure très approximative de ce dont les zones tectoniques de la Terre sont capables, ce qui serait le résultat de la plus grande ceinture continue connue de failles se rompant ensemble (le long de la côte pacifique des Amériques ). Une recherche à l' Université de Tohoku au Japon a révélé qu'un tremblement de terre de magnitude 10 était théoriquement possible si 3 000 kilomètres (1 900 mi) combinés de failles de la fosse du Japon à la fosse Kourile-Kamtchatka se rompaient ensemble et se déplaçaient de 60 mètres (200 pieds) ( ou si une rupture similaire à grande échelle s'est produite ailleurs). Un tel tremblement de terre provoquerait des mouvements du sol pendant jusqu'à une heure, avec des tsunamis frappant les côtes alors que le sol tremble encore, et si ce type de tremblement de terre se produisait, ce serait probablement un événement sur 10 000 ans.

Formules empiriques de magnitude

Ces formules pour la magnitude de Richter M L   sont des alternatives à l'utilisation des tables de corrélation de Richter basées sur l'événement sismique standard de Richter ( , , ). Ci-dessous, la distance épicentrale (en kilomètres sauf indication contraire).

  • La formule empirique de Lillie est :

où est l'amplitude (déplacement maximal du sol) de l'onde P, en micromètres, mesurée à 0,8 Hz.

  • La formule proposée par Lahr (1980) est :

Pour les distances inférieures à 200 km,

et pour des distances comprises entre 200 km et 600 km,

où est l'amplitude du signal sismographe en mm et est en km.

  • La formule empirique de Bisztricsany (1958) pour les distances épicentrales entre 4˚ et 160˚ est :

où est la durée de l'onde de surface en secondes, et est en degrés. M L   est majoritairement compris entre 5 et 8.

  • La formule empirique de Tsumura est :

où est la durée totale d'oscillation en secondes. M L   est majoritairement compris entre 3 et 5.

  • La formule empirique de Tsuboi, Université de Tokyo, est la suivante :

où est l'amplitude en micromètres.

Voir également

Remarques

Sources

  • Gutenberg, B.; Richter, CF (1956b), "Magnitude, intensité, énergie et accélération des tremblements de terre (Second Paper)", Bulletin de la Seismological Society of America , 46 (2): 105–145.

Liens externes