Échelles de magnitude sismique -Seismic magnitude scales

Les échelles de magnitude sismique sont utilisées pour décrire la force globale ou la "taille" d'un tremblement de terre . Celles-ci se distinguent des échelles d'intensité sismique qui catégorisent l'intensité ou la gravité des secousses du sol (tremblements) causées par un tremblement de terre à un endroit donné. Les magnitudes sont généralement déterminées à partir des mesures des ondes sismiques d'un tremblement de terre enregistrées sur un sismogramme . Les échelles de magnitude varient en fonction de l'aspect des ondes sismiques qui sont mesurées et de la manière dont elles sont mesurées. Différentes échelles de magnitude sont nécessaires en raison des différences entre les tremblements de terre, les informations disponibles et les objectifs pour lesquels les magnitudes sont utilisées.

Magnitude et intensité des tremblements de terre

La croûte terrestre est soumise à des contraintes tectoniques . Lorsque cette contrainte devient suffisamment importante pour rompre la croûte, ou pour surmonter le frottement qui empêche un bloc de croûte de glisser sur un autre, de l'énergie est libérée, en partie sous la forme de divers types d'ondes sismiques qui provoquent des secousses au sol, ou tremblant.

La magnitude est une estimation de la "taille" ou de la force relative d'un tremblement de terre , et donc de son potentiel à provoquer des secousses au sol. Elle est "approximativement liée à l'énergie sismique libérée".

Carte isoséismale du tremblement de terre de l'Illinois de 1968 . La distribution irrégulière des secousses provient des variations de la géologie et/ou des conditions du sol.

L'intensité fait référence à la force ou à la force des secousses à un endroit donné et peut être liée à la vitesse maximale du sol. Avec une carte isoséismique des intensités observées (voir illustration), la magnitude d'un tremblement de terre peut être estimée à la fois à partir de l'intensité maximale observée (généralement mais pas toujours près de l' épicentre ) et à partir de l'étendue de la zone où le tremblement de terre a été ressenti.

L'intensité des secousses locales dépend de plusieurs facteurs en plus de la magnitude du tremblement de terre, l'un des plus importants étant les conditions du sol. Par exemple, des couches épaisses de sol meuble (comme le remblai) peuvent amplifier les ondes sismiques, souvent à une distance considérable de la source, tandis que les bassins sédimentaires résonneront souvent, augmentant la durée des secousses. C'est pourquoi, lors du tremblement de terre de Loma Prieta en 1989 , le quartier Marina de San Francisco a été l'une des zones les plus endommagées, bien qu'il se trouve à près de 100 km de l'épicentre. Les structures géologiques étaient également importantes, comme là où les ondes sismiques passant sous l'extrémité sud de la baie de San Francisco se reflétaient sur la base de la croûte terrestre vers San Francisco et Oakland. Un effet similaire a canalisé les ondes sismiques entre les autres failles majeures de la région.

Échelles de magnitude

Sismogramme typique. Les ondes P compressives (suivant les lignes rouges) - essentiellement du son traversant la roche - sont les ondes sismiques les plus rapides et arrivent en premier, généralement en 10 secondes environ pour un tremblement de terre à environ 50 km. Les ondes S à secousses latérales (suivant les lignes vertes) arrivent quelques secondes plus tard, parcourant un peu plus de la moitié de la vitesse des ondes P ; le retard est une indication directe de la distance au tremblement de terre. Les ondes S peuvent mettre une heure pour atteindre un point distant de 1000 km. Ces deux éléments sont des ondes corporelles qui traversent directement la croûte terrestre. Après les ondes S, divers types d'ondes de surface - les ondes de Love et les ondes de Rayleigh - ne se propagent qu'à la surface de la Terre. Les ondes de surface sont plus petites pour les tremblements de terre profonds, qui ont moins d'interaction avec la surface. Pour les tremblements de terre peu profonds - moins d'environ 60 km de profondeur - les ondes de surface sont plus fortes et peuvent durer plusieurs minutes ; ceux-ci transportent la majeure partie de l'énergie du tremblement de terre et causent les dommages les plus graves.

Un tremblement de terre émet de l'énergie sous la forme de différents types d' ondes sismiques , dont les caractéristiques reflètent à la fois la nature de la rupture et de la croûte terrestre traversée par les ondes. La détermination de la magnitude d'un tremblement de terre implique généralement l'identification de types spécifiques de ces ondes sur un sismogramme , puis la mesure d'une ou plusieurs caractéristiques d'une onde, telles que sa synchronisation, son orientation, son amplitude, sa fréquence ou sa durée. Des ajustements supplémentaires sont effectués pour la distance, le type de croûte et les caractéristiques du sismographe qui a enregistré le sismogramme.

Les différentes échelles de magnitude représentent différentes manières de dériver la magnitude à partir des informations disponibles. Toutes les échelles de magnitude conservent l'échelle logarithmique telle que conçue par Charles Richter et sont ajustées de sorte que le milieu de gamme soit approximativement en corrélation avec l'échelle "Richter" originale.

La plupart des échelles de magnitude sont basées sur des mesures d'une partie seulement du train d'ondes sismiques d'un tremblement de terre et sont donc incomplètes. Il en résulte une sous-estimation systématique de la magnitude dans certains cas, une condition appelée saturation .

Depuis 2005, l' Association internationale de sismologie et de physique de l'intérieur de la Terre (IASPEI) a normalisé les procédures de mesure et les équations pour les principales échelles de magnitude, M L  , M s  , mb , mB et mb Lg  .

Échelle de magnitude "Richter"

La première échelle de mesure des magnitudes des tremblements de terre, développée en 1935 par Charles F. Richter et populairement connue sous le nom d'échelle "Richter", est en fait l'échelleÉchelle de magnitude locale , étiquette ML ou M L . Richter a établi deux caractéristiques désormais communes à toutes les échelles de magnitude.

  1. Premièrement, l'échelle est logarithmique, de sorte que chaque unité représente une multiplication par dix de l' amplitude des ondes sismiques. Comme l'énergie d'une onde est proportionnelle à A 1,5 , où A désigne l'amplitude, chaque unité de magnitude représente une augmentation de 10 1,5 ≈ 32 fois de l' énergie sismique (force) d'un tremblement de terre.
  2. Deuxièmement, Richter a arbitrairement défini le point zéro de l'échelle comme étant l'endroit où un tremblement de terre à une distance de 100 km fait un déplacement horizontal maximal de 0,001 millimètre (1 µm ou 0,00004 po) sur un sismogramme enregistré avec un sismographe à torsion Wood-Anderson  [ pt ] . Les échelles de magnitude suivantes sont calibrées pour être approximativement en accord avec l'échelle originale "Richter" (locale) autour de la magnitude 6.

Toutes les magnitudes "Locales" (ML) sont basées sur l'amplitude maximale des secousses du sol, sans distinguer les différentes ondes sismiques. Ils sous-estiment la force :

  • des séismes lointains (plus de ~600 km) du fait de l'atténuation des ondes S,
  • des séismes profonds parce que les ondes de surface sont plus petites, et
  • de séismes forts (supérieurs à M ~7) car ils ne tiennent pas compte de la durée des secousses.

L'échelle "Richter" originale, développée dans le contexte géologique du sud de la Californie et du Nevada, s'est avérée plus tard inexacte pour les tremblements de terre dans les parties centrale et orientale du continent (partout à l'est des montagnes Rocheuses ) en raison des différences dans la croûte continentale. . Tous ces problèmes ont incité le développement d'autres échelles.

La plupart des autorités sismologiques, telles que le United States Geological Survey , rapportent des magnitudes de séisme supérieures à 4,0 comme magnitude de moment (ci-dessous), que la presse décrit comme "magnitude de Richter".

Autres échelles de magnitude "locales"

L'échelle « locale » originale de Richter a été adaptée pour d'autres localités. Ceux-ci peuvent être étiquetés "ML", ou avec un " l" minuscule, soit Ml , soit Ml . (À ne pas confondre avec l'échelle russe MLH à ondes de surface.) La comparabilité des valeurs dépend du fait que les conditions locales ont été correctement déterminées et que la formule a été ajustée de manière appropriée.

Échelle de magnitude de l'Agence météorologique japonaise

Au Japon, pour les tremblements de terre peu profonds (profondeur < 60 km) à moins de 600 km, l'Agence météorologique japonaise calcule une magnitude étiquetée MJMA , M JMA ou MJ . (Celles-ci ne doivent pas être confondues avec les magnitudes de moment calculées par JMA, qui sont étiquetées M w (JMA) ou M (JMA) , ni avec l' échelle d'intensité de Shindo .) Les magnitudes JMA sont basées (comme c'est généralement le cas avec les échelles locales) sur l'amplitude maximale de le mouvement du sol ; ils concordent "plutôt bien" avec la magnitude du moment sismique M w   dans la plage de 4,5 à 7,5, mais sous-estiment les magnitudes plus importantes.

Échelles de magnitude des ondes corporelles

Les ondes de corps sont constituées d'ondes P qui sont les premières à arriver (voir sismogramme), ou d'ondes S , ou de réflexions de l'une ou de l'autre. Les ondes corporelles traversent directement la roche.

échelle de mB

La "magnitude de l'onde corporelle" originale - mB ou m B (majuscule "B") - a été développée par Gutenberg ( 1945b , 1945c ) et Gutenberg & Richter (1956) pour surmonter les limites de distance et de magnitude de l'échelle M L   inhérentes à l'utilisation des ondes de surface. mB est basé sur les ondes P et S, mesurées sur une période plus longue, et ne sature qu'aux environs de M 8. Cependant, il n'est pas sensible aux événements inférieurs à environ M 5,5. L'utilisation de mB telle que définie à l'origine a été largement abandonnée, maintenant remplacée par l'échelle standardisée mB BB .

échelle mb

L' échelle mb ou m b (minuscules "m" et "b") est similaire à mB , mais n'utilise que les ondes P mesurées dans les premières secondes sur un modèle spécifique de sismographe à courte période. Il a été introduit dans les années 1960 avec la création du réseau mondial de sismographes normalisés (WWSSN); la courte période améliore la détection d'événements plus petits et fait mieux la distinction entre les tremblements de terre tectoniques et les explosions nucléaires souterraines.

La mesure de mb a changé plusieurs fois. Tel que défini à l'origine par Gutenberg (1945c), m b était basé sur l'amplitude maximale des vagues au cours des 10 premières secondes ou plus. Cependant, la longueur de la période influence la grandeur obtenue. Les premières pratiques de l'USGS/NEIC consistaient à mesurer mb sur la première seconde (juste les quelques premières ondes P), mais depuis 1978, ils mesurent les vingt premières secondes. La pratique moderne consiste à mesurer l'échelle mb à courte période en moins de trois secondes, tandis que l' échelle mB BB à large bande est mesurée à des périodes allant jusqu'à 30 secondes.

Échelle mb Lg

Les différences dans la croûte sous-jacente de l'Amérique du Nord à l'est des montagnes Rocheuses rendent cette région plus sensible aux tremblements de terre. Montré ici : le tremblement de terre de 1895 à New Madrid, M ~6, a été ressenti dans la majeure partie du centre des États-Unis, tandis que le tremblement de terre de Northridge en 1994 , bien que presque dix fois plus fort à M 6,7, n'a été ressenti que dans le sud de la Californie. D'après la fiche d'information USGS 017–03.

L'échelle régionale mb Lg - également notée mb_Lg , mbLg , MLg (USGS), Mn et m N - a été développée par Nuttli (1973) pour un problème que l'échelle M L originale ne pouvait pas résoudre : toute l'Amérique du Nord à l'est des Rocheuses . Montagnes . L'échelle M L a été développée dans le sud de la Californie, qui repose sur des blocs de croûte océanique, généralement du basalte ou de la roche sédimentaire, qui ont été accrétés sur le continent. À l'est des Rocheuses, le continent est un craton , une masse épaisse et en grande partie stable de croûte continentale qui est en grande partie du granit , une roche plus dure avec des caractéristiques sismiques différentes. Dans cette zone, l'échelle M L donne des résultats anormaux pour les tremblements de terre qui, par d'autres mesures, semblaient équivalents aux tremblements de terre en Californie.

Nuttli a résolu ce problème en mesurant l'amplitude des ondes Lg à courte période (~ 1 s), une forme complexe de l' onde de Love qui, bien qu'une onde de surface, a fourni un résultat plus étroitement lié à l'échelle mb que le M s   échelle. Les ondes Lg s'atténuent rapidement le long de n'importe quelle trajectoire océanique, mais se propagent bien à travers la croûte continentale granitique, et Mb Lg est souvent utilisé dans les zones de croûte continentale stable ; il est particulièrement utile pour détecter les explosions nucléaires souterraines.

Échelles de magnitude des ondes de surface

Les ondes de surface se propagent le long de la surface de la Terre et sont principalement des ondes de Rayleigh ou des ondes de Love . Pour les tremblements de terre peu profonds, les ondes de surface transportent la majeure partie de l'énergie du tremblement de terre et sont les plus destructrices. Les tremblements de terre plus profonds, ayant moins d'interaction avec la surface, produisent des ondes de surface plus faibles.

L'échelle de magnitude des ondes de surface, diversement notée Ms , M S et M s , est basée sur une procédure développée par Beno Gutenberg en 1942 pour mesurer les tremblements de terre peu profonds plus forts ou plus éloignés que l'échelle originale de Richter ne pouvait supporter. Il a notamment mesuré l'amplitude des ondes de surface (qui produisent généralement les plus grandes amplitudes) pendant une durée "d'environ 20 secondes". L'échelle M s   est approximativement en accord avec M L   à ~ 6, puis diverge jusqu'à une demi-amplitude. Une révision de Nuttli (1983) , parfois appelée M Sn , ne mesure que les ondes de la première seconde.

Une modification - la «formule Moscou-Prague» - a été proposée en 1962 et recommandée par l'IASPEI en 1967; c'est la base de l'échelle normalisée M s20 ( Ms_20 , M s (20) ). Une variante "large bande" ( Ms_BB , M s (BB) ) mesure la plus grande amplitude de vitesse dans le train d'ondes de Rayleigh pendant des périodes allant jusqu'à 60 secondes. L' échelle M S7 utilisée en Chine est une variante de M s calibrée pour être utilisée avec le sismographe à longue période "type 763" de fabrication chinoise.

L' échelle MLH utilisée dans certaines parties de la Russie est en fait une magnitude d'onde de surface.

Échelles de magnitude de moment et de magnitude d'énergie

D'autres échelles de magnitude sont basées sur des aspects des ondes sismiques qui ne reflètent qu'indirectement et incomplètement la force d'un tremblement de terre, impliquent d'autres facteurs et sont généralement limitées à certains égards en termes de magnitude, de profondeur focale ou de distance. L' échelle de magnitude de moment - Mw ou M w - développée par Kanamori (1977) et Hanks & Kanamori (1979) , est basée sur le moment sismique d'un tremblement de terre , M 0 , une mesure de la quantité de travail qu'un tremblement de terre fait pour faire glisser une parcelle de roche passé un autre morceau de roche. Le moment sismique est mesuré en Newton-mètres (N • m ou Nm) dans le système de mesure SI , ou en dyne-centimètres (dyn-cm) dans l'ancien système CGS . Dans le cas le plus simple, le moment peut être calculé en connaissant uniquement la quantité de glissement, la surface de la surface rompue ou glissée et un facteur de résistance ou de frottement rencontré. Ces facteurs peuvent être estimés pour une faille existante afin de déterminer la magnitude des tremblements de terre passés ou ce qui pourrait être anticipé pour l'avenir.

Le moment sismique d'un tremblement de terre peut être estimé de différentes manières, qui sont les bases des échelles M wb , M wr , M wc , M ww , M wp , M i et M wpd , tous des sous-types de l'échelle générique M w . Voir Échelle de magnitude de moment § Sous-types pour plus de détails.

Le moment sismique est considéré comme la mesure la plus objective de la "taille" d'un tremblement de terre en ce qui concerne l'énergie totale. Cependant, elle repose sur un modèle simple de rupture, et sur certaines hypothèses simplificatrices ; il suppose à tort que la proportion d'énergie rayonnée sous forme d'ondes sismiques est la même pour tous les tremblements de terre.

Une grande partie de l'énergie totale d'un séisme telle que mesurée par M w   est dissipée sous forme de frottement (ce qui entraîne un échauffement de la croûte). Le potentiel d'un tremblement de terre à provoquer de fortes secousses du sol dépend de la fraction relativement faible de l'énergie rayonnée sous forme d'ondes sismiques, et est mieux mesuré sur l' échelle de magnitude d'énergie , M e . La proportion de l'énergie totale rayonnée sous forme d'ondes sismiques varie considérablement en fonction du mécanisme focal et de l'environnement tectonique ; M e   et M w   pour des tremblements de terre très similaires peuvent différer jusqu'à 1,4 unités.

Malgré l'utilité de l'échelle M e   , elle n'est généralement pas utilisée en raison des difficultés d'estimation de l'énergie sismique rayonnée.

Deux tremblements de terre très différents dans les dégâts causés

En 1997, il y a eu deux grands tremblements de terre au large des côtes du Chili. La magnitude du premier, en juillet, a été estimée à M w  6,9, mais s'est à peine fait sentir, et seulement à trois endroits. En octobre, un séisme de M w  7,1 à peu près au même endroit, mais deux fois plus profond et sur un type de faille différent, a été ressenti sur une vaste zone, blessant plus de 300 personnes et détruisant ou gravement endommagé plus de 10 000 maisons. Comme on peut le voir dans le tableau ci-dessous, cette disparité des dommages causés ne se reflète ni dans l'amplitude du moment (M w  ) ni dans l'amplitude de l'onde de surface (M s  ). Ce n'est que lorsque la magnitude est mesurée sur la base de l'onde corporelle (mb ) ou de l'énergie sismique (M e  ) qu'il existe une différence comparable à la différence de dommage.

Date ISC # Lat. Longue. Profondeur Dégâts M _ M w Mo  Moi _ Type de défaut
06 juillet 1997 1035633 −30.06 −71,87 23 kilomètres À peine ressenti 6.5 6.9 5.8 6.1 interplate-poussée
15 octobre 1997 1047434 −30,93 −71,22 58 kilomètres Extensif 6.8 7.1 6.8 7.5 intradalle-normale
Différence: 0,3 0,2 1.0 1.4

Réarrangé et adapté du tableau 1 dans Choy, Boatwright & Kirby 2001 , p. 13. Voir aussi dans IS 3.6 2012 , p. 7.

Échelle de classe énergétique (classe K )

K (du mot russe класс, "classe", dans le sens d'une catégorie) est une mesure de la magnitude d'un tremblement de terre dans la classe énergétique ou système de classe K , développée en 1955 par des sismologues soviétiques dans la région reculée de Garm ( Tadjikistan ) Asie centrale; sous une forme révisée, il est toujours utilisé pour les tremblements de terre locaux et régionaux dans de nombreux États anciennement alignés sur l'Union soviétique (y compris Cuba). Basée sur l'énergie sismique (K = log E S , en Joules ), la difficulté à la mettre en œuvre avec la technologie de l'époque a conduit à des révisions en 1958 et 1960. L'adaptation aux conditions locales a conduit à diverses échelles K régionales, telles que K F et KS . _

Les valeurs K sont logarithmiques, similaires aux magnitudes de style Richter, mais ont une mise à l'échelle et un point zéro différents. Les valeurs K comprises entre 12 et 15 correspondent approximativement à M 4,5 à 6. M(K) , M (K) , ou éventuellement M K indique une grandeur M calculée à partir d'une classe d'énergie K.

Échelles de magnitude des tsunamis

Les tremblements de terre qui génèrent des tsunamis se rompent généralement relativement lentement, délivrant plus d'énergie à des périodes plus longues (fréquences plus basses) que celles généralement utilisées pour mesurer les magnitudes. Tout biais dans la distribution spectrale peut entraîner des tsunamis plus grands ou plus petits que prévu pour une magnitude nominale. L'échelle de magnitude du tsunami, M t , est basée sur une corrélation par Katsuyuki Abe du moment sismique du tremblement de terre (M 0  ) avec l'amplitude des vagues du tsunami telle que mesurée par les marégraphes. Initialement destinée à estimer la magnitude des tremblements de terre historiques où les données sismiques manquent mais où les données de marée existent, la corrélation peut être inversée pour prédire la hauteur des marées à partir de la magnitude du tremblement de terre. (À ne pas confondre avec la hauteur d'un raz de marée, ou run-up , qui est un effet d'intensité contrôlé par la topographie locale.) Dans des conditions de faible bruit, des vagues de tsunami aussi petites que 5 cm peuvent être prédites, correspondant à un tremblement de terre de M ~6,5.

Une autre échelle particulièrement importante pour les alertes aux tsunamis est l'échelle de magnitude du manteau, M m . Ceci est basé sur les ondes de Rayleigh qui pénètrent dans le manteau terrestre et peuvent être déterminés rapidement et sans connaissance complète d'autres paramètres tels que la profondeur du tremblement de terre.

Échelles de durée et de magnitude de Coda

M d désigne diverses échelles qui estiment la magnitude à partir de la durée ou de la longueur d'une partie du train d'ondes sismiques. Ceci est particulièrement utile pour mesurer les tremblements de terre locaux ou régionaux, à la fois les tremblements de terre puissants qui pourraient conduire le sismomètre hors échelle (un problème avec les instruments analogiques utilisés auparavant) et empêcher la mesure de l'amplitude maximale des ondes, et les tremblements de terre faibles, dont l'amplitude maximale n'est pas mesuré avec précision. Même pour les tremblements de terre éloignés, mesurer la durée de la secousse (ainsi que l'amplitude) fournit une meilleure mesure de l'énergie totale du tremblement de terre. La mesure de la durée est intégrée dans certaines échelles modernes, telles que M wpd   et mB c  .

Les échelles M c mesurent généralement la durée ou l'amplitude d'une partie de l'onde sismique, la coda . Pour de courtes distances (moins de ~ 100 km), ceux-ci peuvent fournir une estimation rapide de la magnitude avant que l'emplacement exact du séisme ne soit connu.

Échelles de magnitude macrosismique

Les échelles de magnitude sont généralement basées sur la mesure instrumentale de certains aspects de l'onde sismique enregistrée sur un sismogramme. Lorsque de tels enregistrements n'existent pas, les magnitudes peuvent être estimées à partir des rapports des événements macrosismiques tels que décrits par les échelles d'intensité.

Une approche pour ce faire (développée par Beno Gutenberg et Charles Richter en 1942) relie l'intensité maximale observée (vraisemblablement au-dessus de l'épicentre), notée I 0 (I majuscule avec un zéro en indice), à ​​la magnitude. Il a été recommandé que les magnitudes calculées sur cette base soient étiquetées M w (I 0 ) , mais sont parfois étiquetées avec un M ms plus générique .

Une autre approche consiste à réaliser une carte isoséismale montrant la zone sur laquelle un niveau d'intensité donné a été ressenti. La taille de la "zone ressentie" peut également être liée à la magnitude (d'après les travaux de Frankel 1994 et Johnston 1996 ). Alors que l'étiquette recommandée pour les grandeurs dérivées de cette manière est M 0 (An) , l'étiquette la plus courante est M fa . Une variante, M La , adaptée à la Californie et à Hawaï, dérive la magnitude locale (M L ) de la taille de la zone affectée par une intensité donnée. MI (lettre majuscule " I", distinguée de la lettre minuscule dans M i) a été utilisée pour les magnitudes de moment estimées à partir des intensités isoséismales calculées par Johnston 1996 .

La vitesse maximale du sol (PGV) et l'accélération maximale du sol (PGA) sont des mesures de la force qui provoque des secousses destructrices du sol. Au Japon, un réseau d'accéléromètres à fort mouvement fournit des données PGA qui permettent une corrélation spécifique au site avec des séismes de magnitude différente. Cette corrélation peut être inversée pour estimer les secousses du sol sur ce site dues à un tremblement de terre d'une magnitude donnée à une distance donnée. À partir de là, une carte montrant les zones de dommages probables peut être préparée en quelques minutes après un tremblement de terre réel.

Autres échelles de magnitude

De nombreuses échelles de magnitude des tremblements de terre ont été développées ou proposées, certaines n'ayant jamais été largement acceptées et ne restant que des références obscures dans les catalogues historiques des tremblements de terre. D'autres échelles ont été utilisées sans nom défini, souvent appelées "la méthode de Smith (1965)" (ou un langage similaire), les auteurs révisant souvent leur méthode. De plus, les réseaux sismologiques varient selon la façon dont ils mesurent les sismogrammes. Lorsque les détails de la façon dont une magnitude a été déterminée sont inconnus, les catalogues spécifieront l'échelle comme inconnue ( variablement Unk , Ukn ou UK ). Dans de tels cas, la magnitude est considérée comme générique et approximative.

Une étiquette M h ("magnitude déterminée à la main") a été utilisée lorsque la magnitude est trop petite ou les données trop pauvres (généralement à partir d'un équipement analogique) pour déterminer une magnitude locale, ou de multiples chocs ou bruits culturels compliquent les enregistrements. Le Southern California Seismic Network utilise cette "magnitude" lorsque les données ne répondent pas aux critères de qualité.

Un cas particulier est le catalogue Seismicité de la Terre de Gutenberg & Richter (1954) . Salués comme une étape importante en tant que catalogue mondial complet des tremblements de terre avec des magnitudes uniformément calculées, ils n'ont jamais publié tous les détails de la façon dont ils ont déterminé ces magnitudes. Par conséquent, alors que certains catalogues identifient ces grandeurs comme M GR , d'autres utilisent UK (signifiant « méthode de calcul inconnue »). Une étude ultérieure a révélé que de nombreuses valeurs de M s   étaient « considérablement surestimées ». Une étude plus approfondie a révélé que la plupart des magnitudes M GR   "sont essentiellement M s   pour les chocs importants à moins de 40 km, mais sont essentiellement mB pour les chocs importants à des profondeurs de 40 à 60 km". Gutenberg et Richter ont également utilisé un " M sans indice " en italique et non gras - également utilisé comme magnitude générique, et à ne pas confondre avec le M gras et non italique utilisé pour la magnitude du moment - et une "magnitude unifiée" m ( gras ajouté). Bien que ces termes (avec divers ajustements) aient été utilisés dans des articles scientifiques jusque dans les années 1970, ils n'ont plus qu'un intérêt historique. Un "M" majuscule ordinaire (non italique, non gras) sans indice est souvent utilisé pour désigner la magnitude de manière générique, où une valeur exacte ou l'échelle spécifique utilisée n'est pas importante.

Voir également

Remarques

Sources

  • Abe, K. (avril 1979), "Taille des grands tremblements de terre de 1837 à 1874 déduite des données sur les tsunamis", Journal of Geophysical Research , 84 (B4): 1561–1568, Bibcode : 1979JGR....84.1561A , doi : 10.1029/JB084iB04p01561.
  • Bormann, P.; Saul, J. (2009), "Earthquake Magnitude" (PDF) , Encyclopedia of Complexity and Applied Systems Science , vol. 3, p. 2473–2496.
  • Chung, DH; Bernreuter, DL (1980), Relations régionales entre les échelles de magnitude des tremblements de terre. , OSTI  5073993, NUREG/CR-1457.
  • Frankel, A. (1994), "Implications des relations surface-magnitude ressenties pour la mise à l'échelle des séismes et la fréquence moyenne des mouvements perceptibles du sol", Bulletin de la Seismological Society of America , 84 (2): 462–465.
  • Gutenberg, B.; Richter, CF (1936), "Sur les ondes sismiques (troisième article)", Gerlands Beiträge zur Geophysik , 47 : 73–131.
  • Gutenberg, B.; Richter, CF (1942), "Magnitude, intensité, énergie et accélération des tremblements de terre", Bulletin de la Seismological Society of America : 163–191, ISSN  0037-1106.
  • Gutenberg, B.; Richter, CF (1954), Sismicité de la Terre et phénomènes associés (2e éd.), Princeton University Press, 310p.
  • Katsumata, A. (juin 1996), "Comparaison des magnitudes estimées par l'Agence météorologique japonaise avec les magnitudes de moment pour les tremblements de terre intermédiaires et profonds.", Bulletin de la Seismological Society of America , 86 (3): 832–842.
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  • Nuttli, OW (avril 1983), "Relations source-paramètre sismiques moyennes pour les tremblements de terre à mi-plaque", Bulletin de la Seismological Society of America , 73 (2): 519–535.

Liens externes