Magnitude d'un séisme

La magnitude d'un tremblement de terre mesure l'énergie libérée lors d'un séisme. Plus la magnitude est élevée, plus le séisme a libéré d'énergie.


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  • La magnitude de Richter mesure l'énergie émise sous forme d'ondes élastiques. Un séisme de magnitude 5.0 correspond environ à l'énergie dégagée par la... (source : eost.u-strasbg)
  • Quelques minutes après un séisme majeur, les observatoires sismologiques sont en mesure de donner une magnitude (ou une fourchette de magnitude), ... (source : planet-terre.ens-lyon)
  • Elle nous apporte ce qu'on nomme la magnitude d'un séisme, calculée à partir de la quantité d'énergie dégagée au foyer. Elle se mesure sur une échelle... (source : ggl.ulaval)

La magnitude d'un tremblement de terre mesure l'énergie libérée lors d'un séisme. Plus la magnitude est élevée, plus le séisme a libéré d'énergie. C'est une échelle logarithmique, c'est-à-dire qu'un accroissement de magnitude de 1 correspond à une multiplication par 30 de l'énergie et par 10 de l'amplitude du mouvement[1].

Les médias grand public l'indiquent fréquemment sur l'échelle de Richter ou sur l'échelle ouverte de Richter. Ces terminologies sont impropres : l'échelle de Richter, stricto sensu, est une échelle dépassée et seulement adaptée aux tremblements de terre californiens. Les magnitudes généralement citées aujourd'hui sont en fait des magnitudes de moment (notées Mw).

La magnitude et l'intensité (comme l'échelle de Mercalli) sont deux mesures différentes. L'intensité est une mesure des dommages causés par un tremblement de terre. Il existe des relations reliant l'intensité maximale ressentie et la magnitude mais elles sont particulièrement dépendantes du contexte géologique local. Ces relations servent généralement à donner une magnitude aux tremblements de terre historiques.

Histoire

La mesure de la magnitude fut développée en 1935[2] par Charles Francis Richter pour classer les sismogrammes enregistrés localement en Californie. Au départ cette échelle est la mesure de l'amplitude en micromètres sur un sismographe de type Wood-Anderson d'un tremblement de terre se situant à 100 km. Cette mesure n'est fiable qu'à particulièrement courte distance et est désormais nommée magnitude locale.

L'année suivante, en 1936[3], Gutenberg et Richter proposent une magnitude qui se base sur l'amplitude des ondes de surface pour des distances télésismiques (distance supérieure à 30° [4]) et pour une période de 20 secondes (période naturelle des sismographes utilisés). Gutenberg en 1945[5] définit mieux cette mesure. Cette magnitude est toujours utilisée actuellement, en particulier dans les premières estimations de la puissance du séisme. Son acronyme est MS.

Gutenberg et Richter proposent une nouvelle magnitude en 1956[6], cette fois basée sur une mesure effectuée sur les ondes de volume. Son acronyme est Mb (b pour body waves, ondes de volume en anglais).

Les magnitudes MS et Mb ont des limitations. Il ne s'agit pas d'une mesure directe de l'énergie libérée par le séisme. Un autre problème a été soulevé lors du grand tremblement de terre de 1960 au Chili. La durée de la source sismique était bien supérieure à 20 secondes, période à laquelle la magnitude de surface MS est calibrée. L'estimation de la magnitude du séisme, et des grands séismes généralement est par conséquent sous estimée avec ce type de mesure. Ce phénomène est toujours plus fort avec Mb pour laquelle la période de référence est de l'ordre de la seconde.

En 1977[7], Hiroo Kanamori introduit une nouvelle magnitude, l'échelle de magnitude du moment, calibrée sur le moment sismique. Quoique moins immédiate à estimer, cette magnitude est directement reliée à une quantité physique, elle-même, associée à l'énergie émise par le tremblement de terre. Cette magnitude dite de moment, a pour acronyme Mw et est la plus employée aujourd'hui.

Principe

La magnitude dite de Richter se base sur la mesure de l'amplitude maximale des ondes sismiques sur un sismogramme. La magnitude est définie comme le logarithme décimal de cette valeur. Cette définition particulièrement générale montre bien le caractère empirique de cette mesure qui dépend d'une part du type de sismomètre et d'autre part du type d'élaboration graphique utilisée pour la réalisation du sismogramme sur lequel se fait la mesure. Cette dernière est aussi particulièrement variable d'une station sismique à l'autre car la radiation sismique d'un séisme n'est pas homogène (voir mécanisme au foyer).

La définition originale donnée par Richter en 1935, nommée désormais magnitude locale ou Ml, est une échelle logarithmique simple de la forme Ml = log (A) − log (A0) + clog (Δ) A représente l'amplitude maximale mesurée sur le sismogramme, A0 est une amplitude de référence correspondant à un séisme de magnitude 0 à 100, Δ est la distance épicentrale (km) et c est une constante de calibration. Outre l'inhomogénéité de cette équation, marquant toujours plus son caractère empirique, les constantes de calibration (A0 et Δ) rendent cette définition valable uniquement localement. A titre d'exemple, dans la définition originale où la calibration est effectuée sur des séismes modérés de la Californie du Sud enregistrés avec un sismographe de type Wood-Anderson, c = 2, 76 et log (A0) = 2, 48.

Afin de perfectionner cette mesure en la rendant plus globale, une nouvelle magnitude nommée MS ou magnitude des ondes de surface, est introduite en 1936. Cette magnitude est basée sur la mesure de l'amplitude maximale des ondes de surface (en général l'onde de Rayleigh sur la composante verticale du sismomètre) à une période de 20 s. La formulation est presque semblable à la précédente : MS = log (A20) + b + clog (Δ) A20 est l'amplitude mesurée, Δ est la distance épicentrale exprimée en degré, b et c sont des constantes de calibrations. Cette mesure est toujours utilisée actuellement. Cependant, hormis son caractère empirique et le problème de saturation (voir ci-dessous), elle a deux points faibles. Le premier est son inutilité pour les séismes profonds (profondeur supérieure à 100 km) qui ne générent pas d'ondes de surface. Le second problème vient du fait que les ondes de surface sont les derniers trains d'onde à arriver. Dans le cadre d'un réseau d'alerte, il est essentiel de pouvoir estimer le plus rapidement envisageable la magnitude du séisme.

La magnitude des ondes de volume noté mb (b pour "body waves") est par conséquent une mesure qui se fait sur le premier train d'onde P et permet une estimation rapide de l'importance du séisme. Sa formulation est dépendante de la période dominante T du signal : mb = log (A / T) + Q (Δ, h) A est l'amplitude maximale mesurée, Δ est la distance épicentrale (toujours en degré) et h est la profondeur hypocentrale. Q est une fonction de calibration dépendant des deux qui ont précédé paramètres. Généralement la période dominante T est autour de 1 sec, période minimum des ondes P pour des distances télésismiques (Δ > 30o). Le problème de cette mesure est la saturation rapide avec la magnitude.

D'autres magnitudes sont employées, en particulier à l'échelle locale ou régionale. La magnitude de durée est fréquemment utilisée pour la micro sismicité et s'obtient comme son nom l'indique en mesurant la durée en seconde du signal sur le sismogramme. Une littérature abondante existe sur les régressions entre ces différentes mesures afin d'essayer de créer des relations de passage de l'une à l'autre. Ceci est toujours un exercice complexe. La disparité de ces mesures, qu'elle soit due au type d'onde, au type de capteur ainsi qu'à sa fréquence propre, à la distance, au type de magnitude utilisé, explique assez aisément la grande variabilité de la mesure de la magnitude d'un séisme dans les heures qui suivent son occurrence.

Pour compliquer ce panorama, il est essentiel d'ajouter que la majorité des mesures de magnitude, une fois que s'est écoulé un certain temps après le séisme, ne correspondent pas à ce qui est décrit auparavant. L'étude du séisme va passer par une inversion des sismogrammes pour retrouver conjointement sa localisation, son mécanisme au foyer et son moment sismique. De ce dernier, il est déduit une magnitude nommée magnitude de moment ou Mw. Il s'agit de la magnitude la plus utilisée actuellement.

Saturation de la magnitude

Le principal problème des magnitudes MS et mb est celui de la saturation. Ce phénomène est associé à la période à laquelle s'effectue la mesure. Il est impératif que cette mesure soit faite à une période qui soit supérieure à la durée d'émission de la source sismique. Or pour les grands séismes, ce temps peut être particulièrement long. Le cas extrême est celui du tremblement de terre de Sumatra de 2004 où l'émission de la source a duré au moins 600 secondes.

Si on considère :

alors une durée d'émission de 1 s correspond à une magnitude 4, 6 et une durée d'émission de 20 s correspond à une magnitude 7, 2. Par conséquent toute mesure de magnitude avec mb (mesurée sur les ondes P) commence à être sous estimée au-dessus d'une magnitude 4, 6 et il en va de même pour MS pour des séismes de magnitude supérieur à 7, 2.

Ce problème de saturation a été mis en évidence durant l'estimation de la magnitude du tremblement de terre du Chili de 1960, magnitude dépassant 9, 0. La magnitude de moment a par conséquent été créée pour pallier cette difficulté. Cependant, l'estimation des particulièrement grandes magnitudes pose un problème. Le séisme de Sumatra de 2004 a mis aussi en difficulté les méthodes qui calculent le moment sismique et par conséquent par conséquence la magnitude. La durée de la source particulièrement longue oblige à regarder des signaux à particulièrement basses fréquences. Une estimation de la magnitude a été par conséquent faite à partir du mode propre le plus grave de la terre (0S2 - période de 53, 9 min) [8]. Cette estimation (moment sismique de 6, 5×1022 N·m correspondant à une magnitude de 9, 15) a une incertitude d'un facteur 2, due essentiellement à la complexité ainsi qu'à la dimension de la source sismique.

Graduation

L'échelle étant le logarithme d'une amplitude, elle est ouverte et sans limite supérieure connue. Dans la pratique, les séismes de magnitude 9 sont exceptionnels et les effets des magnitudes supérieures ne sont plus décrits séparément. Le séisme le plus puissant jamais mesuré atteignant la valeur de 9, 5, fut le tremblement de terre de 1960 au Chili.

Description Magnitude Effets Fréquence
Micro Moins de 2, 0 Micro tremblement de terre, non ressenti[9]. 8 000 par jour
Très mineur 2, 0 à 2, 9 Généralement non ressenti mais détecté/enregistré. 1 000 par jour
Mineur 3, 0 à 3, 9 Fréquemment ressenti mais causant rarement des dommages. 49 000 par an
Léger 4, 0 à 4, 9 Secousses notables d'objets au sein des maisons, bruits d'entrechoquement. Dommages importants peu communs. 6 200 par an
Modéré 5, 0 à 5, 9 Peut causer des dommages majeurs à des édifices mal conçus dans des zones restreintes. Cause de légers dommages aux édifices bien fabriqués. 800 par an
Fort 6, 0 à 6, 9 Peut être destructeur dans des zones allant jusqu'à 180 kilomètres à la ronde si elles sont peuplées. 120 par an
Majeur 7, 0 à 7, 9 Peut provoquer des secousses faibles dans des zones plus vastes. 152 par an
Important 8, 0 à 8, 9 Peut causer des dommages sérieux dans des zones à des centaines de kilomètres à la ronde. 1 par an
Exceptionnel 9, 0 et plus Dévaste des zones de plusieurs milliers de kilomètres à la ronde. 1 l'ensemble des 20 ans

Notes et références

  1. Explications sur le site de l'EOST
  2. (en) Richter C. F. (1935). An instrumental earthquake magnitude scale, Bulletin of the Seismological Society of America, 25, pages 1—32.
  3. (en) Gutenberg B. and C. F. Richter (1936). Magnitude and energy of earthquakes, Science, 83, pages 183—185.
  4. En sismologie, les distances à l'échelle de la terre se mesurent en utilisant l'angle de l'arc. La mesure est par conséquent exprimée en degré.
  5. (en) Gutenberg B. (1945). Amplitudes of surface waves and magnitudes of shallow earthquakes, Bulletin of the Seismological Society of America, 35, pages 3—12.
  6. (en) Gutenberg B. and C. F. Richter (1956). Earthquake magnitude, intensity, energy and acceleration, Bulletin of the Seismological Society of America, 46, pages 105—145.
  7. (en) Kanamori H. (1977). The energy release in great earthquakes, Journal of Geophysical Research, 82, 2981—2987.
  8. Park J., Song T. R. A., Tromp J., Okal E., Stein S., Roult G., Clévédé É., Laske G., Kanamori H., Davis P., Berger J., Braitenberg C., Van Camp M., Lei X., Sun H., Xu H. et S. Rosat (2005). Earth's free oscillations excited by the 26 December 2004 Sumatra-Andaman earthquake, Science, 308, pp 1139-1144
  9. Certains séismes de magnitude inférieure à 2 peuvent néanmoins être ressentis particulièrement localement si le foyer se trouve juste sous des habitations et s'il s'agit d'une réplique. Certains séismes de magnitude proche de zéro, ou alors négative, peuvent ainsi être ressentis.

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