Magnitude (sismologie)

La première estimation de la magnitude fut développée en 1935[4] par Charles Francis Richter pour classer les sismogrammes enregistrés localement en Californie. À l'origine cette échelle est la mesure de l'amplitude en micromètres sur un sismographe de type Wood-Anderson (pt)[5] d'un tremblement de terre se situant à 100 km. Cette mesure n'est fiable qu'à très courte distance et est maintenant appelée magnitude locale.

La magnitude dite de Richter est établie 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 très 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 très 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, appelée désormais magnitude locale ou M_L, est une échelle logarithmique simple de la forme : ${\displaystyle M_{L}=\log(A)-\log(A_{0})+c\times \log(\Delta )}$ où ${\displaystyle A}$ représente l'amplitude maximale mesurée sur le sismogramme, ${\displaystyle A_{0}}$ est une amplitude de référence correspondant à un séisme de magnitude 0 à 100 km, ${\displaystyle \Delta }$ est la distance épicentrale (km) et ${\displaystyle c}$ est une constante d’étalonnage. Outre l'inhomogénéité de cette équation, marquant encore plus son caractère empirique, les constantes d’étalonnage (${\displaystyle A_{0}}$ et c) rendent cette définition valable seulement localement. Par exemple, dans la définition originale où l’étalonnage est effectué sur des séismes modérés de la Californie du Sud enregistrés avec un sismographe de type Wood-Anderson, ${\displaystyle c=2{,}76}$ et ${\displaystyle \log(A_{0})=2{,}48}$.

L'échelle de Richter étant une mesure locale, une nouvelle magnitude appelée M_S ou magnitude des ondes de surface, est introduite en 1936[6]. Beno Gutenberg et Charles Richter proposent ainsi une magnitude qui se base sur l'amplitude des ondes de surface (en général l'onde de Rayleigh sur la composante verticale du sismogramme) pour des distances télésismiques (distance supérieure à 30°[7]) et pour une période de 20 secondes (période naturelle des sismographes utilisés). Sa formulation s'apparente à la précédente ${\displaystyle M_{S}=\log(A_{20})+b+c\times \log(\Delta )}$ où ${\displaystyle A_{20}}$ est l'amplitude mesurée, ${\displaystyle \Delta }$ est la distance épicentrale exprimée en degré, ${\displaystyle b}$ et ${\displaystyle c}$ sont des constantes d’étalonnage. Cette mesure est toujours utilisée aujourd'hui. Cependant, outre 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 génèrent 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 primordial de pouvoir estimer le plus rapidement possible la magnitude du séisme.

La magnitude des ondes de volume noté m_b (b pour « body waves ») est donc une mesure, introduite en 1956[8], 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 ${\displaystyle T}$ du signal : ${\displaystyle m_{b}=\log(A/T)+Q(\Delta ,h)}$ où ${\displaystyle A}$ est l'amplitude maximale mesurée, ${\displaystyle \Delta }$ est la distance épicentrale (toujours en degré) et ${\displaystyle h}$ est la profondeur hypocentrale. ${\displaystyle Q}$ est une fonction d’étalonnage dépendant des deux précédents paramètres. En général la période dominante ${\displaystyle T}$ est autour d'une seconde, période minimum des ondes P pour des distances télésismiques (${\displaystyle \Delta >30^{o}}$). Une fois de plus, le problème de cette mesure est sa saturation rapide avec la magnitude.

D'autres magnitudes sont employées, surtout à l'échelle locale ou régionale. La magnitude de durée est souvent 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 difficile. La disparité de ces mesures, qu'elle soit due au type d'onde, au type de capteur et à sa fréquence propre, à la distance, au type de magnitude utilisé, explique assez facilement la grande variabilité de la mesure de la magnitude d'un séisme dans les heures qui suivent son occurrence.

Pour pallier les limitations des magnitudes m_b et M_S, Hiroo Kanamori et Thomas Hanks introduisent en 1977[9] et 1979[10] une nouvelle magnitude, la magnitude de moment. Bien que moins immédiate à estimer, cette magnitude est directement reliée à une quantité physique, le moment sismique, qui mesure l'énergie émise par le tremblement de terre. Cette magnitude a pour acronyme M_w ou M. Elle est la plus employée de nos jours par les scientifiques.

• Séismes les plus puissants enregistrés depuis 1900
• Tsunami
• Échelle Rossi-Forel
• Échelle de Mercalli
• Échelle Medvedev-Sponheuer-Karnik
• Échelle de Shindo
• Loi de Gutenberg-Richter
• Échelle de magnitude de moment

• Comprendre la magnitude d'un séisme, Dossiers pédagogiques de l'École et Observatoire des Sciences de la Terre.

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