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8.2 : Ondes P, S et de surface - Géosciences


8.2 : Ondes P, S et de surface - Géosciences

Algorithmes de recherche de motifs pour l'inversion non linéaire des courbes de dispersion des ondes de Rayleigh haute fréquence

L'inversion des courbes de dispersion des ondes de Rayleigh est difficile pour la plupart des méthodes de recherche locale en raison de sa non-linéarité élevée et de sa multimodalité. Dans cet article, nous avons implémenté et testé un schéma d'inversion de courbe de dispersion des ondes de Rayleigh basé sur GPS Positive Basis 2N, un algorithme de recherche de motifs couramment utilisé. L'incorporation de stratégies de sondage complet et de recherche complète basées sur la base GPS positive 2N dans la procédure inverse améliore considérablement les performances des algorithmes de recherche de modèles car les deux étapes peuvent localiser efficacement les zones prometteuses dans l'espace de solution contenant les minima globaux et réduire considérablement le coût de calcul, respectivement.

La procédure inverse proposée a été appliquée à l'inversion non linéaire des courbes de dispersion des ondes de Rayleigh en mode fondamental pour un profil de vitesse des ondes de cisaillement (S) près de la surface. L'efficacité de calcul et la stabilité du schéma d'inversion sont testées sur trois modèles synthétiques et un exemple réel issu d'une étude de plate-forme routière dans le Henan, en Chine. Les effets du nombre de points de données, la réduction de la gamme de fréquences de la courbe de dispersion considérée, les erreurs dans les vitesses et la densité des ondes P, le profil de vitesse des ondes S initial ainsi que le nombre de couches et leurs épaisseurs sur les résultats d'inversion sont également étudié dans la présente étude pour évaluer davantage la performance de l'approche proposée.

Les résultats démontrent que les algorithmes de recherche de motifs appliqués à l'inversion non linéaire des données d'ondes de surface à haute fréquence doivent être considérés comme bons non seulement en termes de précision mais également en termes d'effort de calcul en raison de leur processus de recherche global et déterministe.


9.1 Comprendre la Terre grâce à la sismologie

La sismologie est l'étude des vibrations à l'intérieur de la Terre. Ces vibrations sont causées par divers événements, notamment des tremblements de terre, des impacts extraterrestres, des explosions, des vagues de tempête frappant le rivage et des effets de marée. Bien sûr, les techniques sismiques ont été les plus largement appliquées à la détection et à l'étude des tremblements de terre, mais il existe de nombreuses autres applications, et les ondes sismiques fournissent sans doute les informations les plus importantes que nous ayons concernant l'intérieur de la Terre. Avant d'aller plus loin dans la Terre, cependant, nous devons examiner les propriétés des ondes sismiques. Les types d'ondes qui sont utiles pour comprendre l'intérieur de la Terre sont appelés ondulations corporelles, ce qui signifie que, contrairement aux ondes de surface sur l'océan, elles sont transmises par les matériaux terrestres.

Imaginez que vous frappez un gros bloc de roche solide (par exemple, du granit) avec une masse lourde (figure 9.3). A l'endroit où le marteau le frappe, une petite partie de la roche sera comprimée d'une fraction de millimètre. Cette compression sera transférée à la partie voisine de la roche, et ainsi de suite jusqu'à l'autre côté de la roche, d'où elle rebondira vers le haut, le tout en une fraction de seconde. C'est ce qu'on appelle une onde de compression, et cela peut être illustré en tenant un ressort lâche (comme un Slinky) qui est attaché à quelque chose (ou à quelqu'un) à l'autre extrémité. Si vous lui donnez une forte poussée pour que les bobines soient comprimées, la compression se propage (voyage) le long du ressort et du dos (Figure 9.4). Vous pouvez considérer une onde de compression comme une onde de « poussée » - elle s'appelle une Onde P (bien que le "P" signifie "primaire" car les ondes P arrivent en premier aux stations sismiques).

Figure 9.3 Frapper un gros bloc de roche avec un gros marteau créera des ondes sismiques à l'intérieur de la roche. S'il vous plaît, n'essayez pas cela à la maison! [SE]

Lorsque nous frappons un rocher avec un marteau, nous créons également un type d'onde corporelle différent, caractérisé par des vibrations de va-et-vient (par opposition aux compressions). C'est ce qu'on appelle une onde de cisaillement (Onde S, où le « S » signifie « secondaire »), et une analogie serait ce qui se passe lorsque vous effleurez une longueur de corde avec un mouvement de haut en bas. Comme le montre la figure 9.4, une vague se formera dans la corde, qui se déplacera jusqu'à l'extrémité de la corde et retournera.

Les ondes de compression et les ondes de cisaillement se propagent très rapidement à travers les matériaux géologiques. Comme le montre la figure 9.5, les vitesses typiques des ondes P se situent entre 0,5 km/s et 2,5 km/s dans les sédiments meubles, et entre 3,0 km/s et 6,5 km/s dans les roches crustales solides. Parmi les roches communes de la croûte, les vitesses sont les plus élevées dans le basalte et le granit. Les ondes S sont plus lentes que les ondes P, avec des vitesses comprises entre 0,1 km/s et 0,8 km/s dans les sédiments mous, et entre 1,5 km/s et 3,8 km/s dans les roches solides.

Figure 9.4 Une onde de compression peut être illustrée par un ressort (comme un Slinky) auquel on donne une forte poussée à une extrémité. Une onde de cisaillement peut être illustrée par une corde à laquelle on donne un coup rapide. [SE]

Exercice 9.1 Dans combien de temps les ondes sismiques arriveront-elles ici ?

Imaginez qu'un fort tremblement de terre se produise sur l'île de Vancouver dans le parc Strathcona (à l'ouest de Courtenay). En supposant que la vitesse moyenne des ondes P crustales est de 5 km/s, combien de temps faudra-t-il pour que les premières ondes sismiques (ondes P) vous atteignent aux endroits suivants (les distances à partir de l'épicentre sont indiquées) ?

Emplacement/distance Temps (s)
Nanaïmo (120 km)
Surrey (200 km)
Kamloops (390 km)

La roche du manteau est généralement plus dense et plus résistante que la roche crustale et les ondes P et S traversent le manteau plus rapidement qu'elles ne le font à travers la croûte. De plus, les vitesses des ondes sismiques sont liées au degré de compression d'une roche, et le niveau de compression augmente considérablement avec la profondeur. Enfin, les ondes sismiques sont affectées par l'état de phase de la roche. Ils sont ralentis s'il y a un degré de fusion dans la roche. Si le matériau est complètement liquide, les ondes P sont considérablement ralenties et les ondes S sont complètement arrêtées.

Figure 9.5 Vitesses typiques des ondes P (rouge) et S (bleu) dans les sédiments et les roches crustales solides [SE après : US Env. Prot. Agence http://www.epa.gov/esd/cmb/GeophysicsWebsite/pages/reference/properties/Geomechanical_ (Engineering)_ Properties.htm]

Figure 9.6a Variations de la vitesse des ondes P et S avec la profondeur de la Terre. [SE]

Figure 9.6b Variations de vitesse des ondes P et S dans le manteau supérieur et la croûte (il s'agit d'une vue agrandie des 600 km supérieurs des courbes de la figure 9.6a)

Des sismomètres précis sont utilisés pour les études sismiques depuis la fin des années 1800, et l'utilisation systématique des données sismiques pour comprendre l'intérieur de la Terre a commencé au début des années 1900. Le taux de variation des ondes sismiques avec la profondeur de la Terre (comme le montre la figure 9.6) a été déterminé au cours des dernières décennies en analysant les signaux sismiques des grands tremblements de terre dans les stations sismiques du monde entier. De petites différences dans l'heure d'arrivée des signaux à différents emplacements ont été interprétées pour montrer que :

  • Les vitesses sont plus élevées dans la roche du manteau que dans la croûte.
  • Les vitesses augmentent généralement avec la pression, et donc avec la profondeur.
  • Les vitesses ralentissent dans la zone comprise entre 100 km et 250 km de profondeur (appelée « zone de faible vitesse » équivalente à l'asthénosphère).
  • Les vitesses augmentent considérablement à 660 km de profondeur (à cause d'une transition minéralogique).
  • Les vitesses ralentissent dans la région juste au-dessus de la limite noyau-manteau (la couche D” ou « zone à ultra-faible vitesse »).
  • Les ondes S ne traversent pas la partie externe du noyau.
  • Les vitesses des ondes P augmentent considérablement à la limite entre le noyau externe liquide et le noyau interne solide.

L'une des premières découvertes sur l'intérieur de la Terre faite par la sismologie a eu lieu au début des années 1900 lorsque le sismologue croate Andrija Mohorovičić (prononcé Moho-ro-vi-chich) s'est rendu compte qu'à certaines distances d'un tremblement de terre, deux séries distinctes d'ondes sismiques arrivaient à une station sismique à quelques secondes d'intervalle. Il a estimé que les vagues qui descendaient dans le manteau, traversaient le manteau, puis étaient recourbées vers le haut dans la croûte, atteignaient d'abord la station sismique parce que bien qu'elles aient dû aller plus loin, elles voyageaient plus vite à travers la roche du manteau (comme illustré dans graphique 9.7). La limite entre la croûte et le manteau est connue sous le nom de discontinuité de Mohorovičić (ou Moho). Sa profondeur est comprise entre 60 km et 80 km sous les grandes chaînes de montagnes, environ 30 km à 50 km sous la majeure partie de la croûte continentale et entre 5 km et 10 km sous la croûte océanique.

/> Figure 9.7 Représentation des ondes sismiques émanant d'un tremblement de terre (étoile rouge). Certaines ondes traversent la croûte jusqu'à la station sismique (à environ 6 km/s), tandis que d'autres descendent dans le manteau (où elles se déplacent à environ 8 km/s) et sont courbées vers la surface, atteignant la station avant le ceux qui n'ont voyagé qu'à travers la croûte. [SE]

Notre compréhension actuelle des modèles de transmission des ondes sismiques à travers la Terre est résumée à la figure 9.8. En raison de l'augmentation progressive de la densité (et donc de la résistance de la roche) avec la profondeur, toutes les ondes sont réfractées (vers le matériau de densité inférieure) lorsqu'elles traversent des parties homogènes de la Terre et ont donc tendance à se courber vers la surface. Les ondes sont également réfractées aux limites de la Terre, comme au Moho, à la limite noyau-manteau (CMB) et à la limite noyau externe/noyau interne.

Les ondes S ne traversent pas les liquides - elles sont arrêtées au CMB - et il y a une ombre d'ondes S sur le côté de la Terre en face d'une source sismique. La distance angulaire entre la source sismique et la zone d'ombre est de 103° de chaque côté, donc la distance angulaire totale de la zone d'ombre est de 154°. Nous pouvons utiliser ces informations pour déduire la profondeur du CMB.

Les ondes P traversent les liquides, elles peuvent donc traverser la partie liquide du noyau. En raison de la réfraction qui a lieu au CMB, les ondes qui traversent le noyau sont courbées loin de la surface, ce qui crée une zone d'ombre d'onde P de chaque côté, de 103° à 150°. Ces informations peuvent être utilisées pour découvrir les différences entre les parties interne et externe du noyau.

Figure 9.8 Schémas de propagation des ondes sismiques à travers le manteau et le noyau terrestres. Les ondes S ne traversent pas le noyau externe liquide, elles laissent donc une ombre sur la face cachée de la Terre. Les ondes P traversent le noyau, mais comme les ondes qui pénètrent dans le noyau sont réfractées, il existe également des zones d'ombre d'ondes P. [SE]

Exercice 9.2 Noyaux liquides dans d'autres planètes

Nous savons que d'autres planètes doivent avoir (ou du moins avaient) des noyaux liquides comme le nôtre, et nous pourrions utiliser des données sismiques pour déterminer leur taille. Les zones d'ombre des ondes S sur les planètes A et B sont affichées. En utilisant la même méthode utilisée pour la Terre (à gauche), tracez les contours des noyaux de ces deux autres planètes.

En utilisant les données de nombreux sismomètres et des centaines de tremblements de terre, il est possible de créer une image en deux ou trois dimensions des propriétés sismiques d'une partie du manteau. Cette technique est connue sous le nom de tomographie sismique, et un exemple du résultat est illustré à la figure 9.9.

Figure 9.9 Profil tomographique à ondes P de la zone du sud de l'océan Pacifique, du sud-est des Tonga aux Fidji. Le bleu représente la roche qui a des vitesses sismiques relativement élevées, tandis que le jaune et le rouge représentent la roche à faible vitesse. Les cercles vides sont les séismes utilisés dans l'étude. [de : Zhao, D., Y. Xu, D.A. Wiens, L. Dorman, J. Hildebrand et S. Webb, Profondeur de l'étendue du centre de propagation de l'arrière-arc de Lau et sa relation avec le processus de subduction, Science, 278, 254-257, 1997, utilisé avec permission]

La plaque du Pacifique s'enfonce sous les Tonga et apparaît sur la figure 9.9 comme une plaque de 100 km d'épaisseur de croûte océanique froide (de couleur bleue) qui s'est enfoncée dans le manteau chaud environnant. La roche froide est plus rigide que la roche du manteau chaud environnante, elle se caractérise donc par des vitesses sismiques légèrement plus rapides. Il y a du volcanisme dans le centre d'expansion de Lau et également dans la région de Fidji, et la roche chaude dans ces régions a des vitesses sismiques plus lentes (couleurs jaune et rouge).


8.2 : Ondes P, S et de surface - Géosciences

Comment créer mes propres ondes P et S ?

Vous pouvez imiter le mouvement des ondes P et S à l'aide d'un Slinky (ceux en métal fonctionnent le mieux). L'onde S peut également être simulée à l'aide d'un morceau de corde à la place d'un Slinky . Ces activités fonctionnent mieux avec un partenaire et sur une surface plane comme une table ou le sol.

  1. Placez le Slinky sur une surface plane. Demandez à votre partenaire de tenir l'extrémité opposée du Slinky . Si vous n'avez pas de partenaire, vous pouvez attacher le Slinky à un crochet dans le mur ou à une poignée de porte (fermez d'abord la porte) et essayez cette activité dans les airs.
  2. Tenez l'autre extrémité du Slinky , éloignez-vous de votre partenaire, du mur ou de la porte.
  3. Arrêtez de vous éloigner lorsque le Slinky ne s'affaisse plus (s'il est en l'air) ou qu'il n'y a plus de mou. Ne tirez pas trop sur le Slinky , rattrapez simplement le mou.
  4. Poussez votre extrémité du Slinky vers votre partenaire en un seul mouvement rapide (si le Slinky est suspendu dans les airs, tirez rapidement votre extrémité du Slinky vers le mur puis vers l'arrière). Ne lâchez pas le Slinky .

Lorsque vous faites votre onde S, notez comment le Slinky se déplace lui-même dans une direction perpendiculaire à la direction dans laquelle l'énergie se déplace (perpindiculaire à la direction de propagation de l'onde). Les ondes S sont plus complexes que les ondes P, mais elles devraient être plus faciles à simuler dans cette activité :

  1. Placez le Slinky sur une surface plane et demandez à votre partenaire de tenir l'extrémité opposée du Slinky . Si vous travaillez seul, attachez une extrémité du Slinky à un crochet sur le mur ou à une poignée de porte (fermez d'abord la porte).
  2. En tenant l'autre extrémité du Slinky , éloignez-vous de votre partenaire, du mur ou de la porte.
  3. Arrêtez de marcher lorsque le Slinky n'a plus qu'un peu de mou. Si vous travaillez seul et que le Slinky est suspendu dans les airs, vous ne voulez arrêter de marcher que lorsque le Slinky ne s'affaisse plus dans les airs. Ne tirez pas trop fort sur le Slinky®, rattrapez simplement la majeure partie du mou.
  4. Secouez rapidement votre extrémité du Slinky d'un côté à l'autre une fois. Si le Slinky® est suspendu en l'air, une petite secousse rapide de haut en bas suffit. Ne lâchez pas le Slinky .


Mots liés à l'onde de surface

Plus la société s'équipe de ressources et d'éducation, moins il y aura d'histoires comme la vôtre.

Ainsi, il a attiré une vague d'opérateurs de cow-boys pour transporter des passagers et du fret entre les villes.

Il y a eu des vagues précédentes de personnes qui ont déménagé au Texas, et nous vivons maintenant la dernière vague.

L'artiste le plus excitant et le plus excitant à faire surface en 2014.

L'armée a depuis mené une vague brutale d'emprisonnements contre des militants et des journalistes.

D'abord une pluie de coquillages tombant tout le long des crêtes inférieures et à la surface de la baie.

Mais pour agiter ce discours des païens, combien de principes contradictoires y a-t-il parmi les chrétiens ?

Certaines de ces salles mentionnées par M. Meadow Mouse couraient juste sous la surface du jardin.

Le mouvement ondulatoire de ces animaux est particulièrement gracieux et savamment exécuté.


Informations sur l'auteur

Affiliations

Université de l'Oregon, Département des sciences de la Terre, Eugene, OR, États-Unis

Universidad Nacional Autónoma de México, Centro de Ciencias de la Atmósfera, Mexico, Mexique

Université de Kyoto, Institut de recherche sur la prévention des catastrophes, Kyoto, Japon

Laboratoire de géodynamique computationnelle, Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Querétaro, Mexique

Marina Manea et Vlad. C. Manéa

Institut astronomique de l'Académie roumaine, Bucarest, Roumanie

Marina Manea et Vlad. C. Manéa

Université de Californie à San Diego, Scripps Institution of Oceanography, La Jolla, Californie, États-Unis

Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geografía, Mexico, Mexique

Universidad Nacional Autónoma de México, Servicio Mareográfico Nacional, Mexico, Mexique

Université de Wuhan, Centre GNSS, Wuhan, Chine

Colegio de Michoacán, Centro de Estudios en Geografía Humana, La Piedad, Mexique

Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geofisica, Mexico, Mexique

Xyoli Pérez-Campos & Enrique Cabral-Cano

Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Ingenieria, Mexico, Mexique

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Contributions

D.M. et A.R.-A. conçu et réalisé l'étude. D.M. effectué l'analyse d'inversion de glissement. A.R.-A. analysé les données sur le niveau de la mer. E.S.G. effectué les calculs de courbure et de flexion. M.M. et V.C.M. réalisé la modélisation thermique. D.M., A.R.-A., E.S.G., M.M. et V.C.M. a créé les chiffres et a écrit le papier. X.X. réalisé l'analyse InSAR. M.T.R.-H., J.Z.-H. et N.C. a fourni et analysé les données sur le tsunami. J.G. traité les données GPS à haut débit. X.P.-C., E.C.-C. et L.R.-G. entretenir et exploiter les réseaux sismiques et géodésiques. Tous les auteurs ont discuté des résultats et révisé le manuscrit et les figures.

Auteur correspondant


8.2 : Ondes P, S et de surface - Géosciences

Au fur et à mesure que les plaques lithosphériques de la Terre poursuivent leurs mouvements lents, des contraintes s'accumulent dans la croûte, en particulier près des limites des plaques. Ces contraintes (compression, tension, cisaillement) s'accumulent dans la croûte jusqu'à ce que la contrainte dépasse la résistance de la roche ou le frottement le long d'une faille préexistante. Ensuite, un glissement soudain de la roche le long d'une faille se produit. Le sol tremble lorsque l'énergie de contrainte est libérée et les roches basculent vers leur nouvelle position en quelques secondes. Les ondes sismiques se propagent vers l'extérieur à partir de la partie de la faille qui s'est rompue, comme les ondulations en expansion d'un caillou tombé dans l'eau calme.

L'ensemble de la faille ne bouge pas à la fois seulement la partie de la faille autour de laquelle la contrainte a dépassé la résistance. Les sismologues peuvent déterminer le point sur une faille où le glissement a commencé, la zone (longueur et profondeur) de la faille qui a glissé, la quantité de glissement ou de projection de faille (jusqu'où la croûte s'est déplacée) et le temps qu'il a fallu pour que le glissement se produire. Le foyer ou hypocentre est la position exacte sur la faille, y compris la profondeur, où le glissement a commencé. le épicentre est la position cartographique du tremblement de terre. Il se trouve directement au-dessus du foyer.

Ondes corporelles - voyagent à l'intérieur de la Terre Les ondes P, primaires ou de compression se déplacent le plus rapidement (

6 km/sec dans la croûte supérieure). Ils font osciller la matière en avant et en arrière, parallèlement au mouvement du front d'onde sismique. Les ondes P poussent (compressent) et tirent (dilatent) la roche qu'elles traversent.
Les ondes S, secondaires ou de cisaillement sont un peu plus lentes (

3,5 km/sec dans la croûte supérieure). Ils font osciller la matière d'un côté à l'autre, perpendiculairement au mouvement du front d'onde. Les ondes S cisaillent la roche qu'elles traversent.

Ondes de surface - voyagez le long de la surface de la Terre. Ils sont plus lents que les ondes corporelles. Ils font les dégâts dans les tremblements de terre. Les vagues d'amour secouent le sol d'un côté à l'autre comme une vague S.
Les vagues de Rayleigh déplacent le sol comme les vagues de l'océan. Le sol roule en avant et en haut, puis en bas et en arrière. Ceci est similaire à une onde p mais avec le mouvement de haut en bas supplémentaire.

Sismomètres

Les sismomètres fonctionnent sur le principe d'une lourde masse inertielle suspendue qui ne bouge pas lorsque le sol bouge. Si elle est correctement suspendue, la masse forme un point de référence fixe à partir duquel les mouvements du sol de haut en bas, nord-sud ou est-ouest peuvent être mesurés, par exemple avec un stylet attaché à la masse.

distance : les ondes P et S se déplacent à des vitesses connues à travers la Terre. Les ondes S sont plus lentes que les ondes P d'une quantité connue. Au fur et à mesure que les ondes P et S sortent d'un tremblement de terre, les ondes P s'éloignent progressivement des ondes S. Par conséquent, plus une station d'enregistrement sismique est éloignée de l'épicentre du séisme, plus la différence de temps d'arrivée entre les ondes P et S sera grande. La distance d'une station sismique d'un séisme est facilement déterminée à partir de l'intervalle S-P, la différence de temps entre l'heure d'arrivée de la première onde P et la première onde S.

triangulation : Pour déterminer l'emplacement d'un séisme, la distance du séisme doit être déterminée à partir d'au moins trois stations d'enregistrement sismique. Des cercles avec le rayon approprié sont ensuite tracés autour de chaque station. L'intersection de trois cercles identifie de manière unique l'épicentre du séisme.

Magnitude de Richter : La magnitude de Richter est une mesure de l'amplitude du mouvement du sol. Étant donné que l'amplitude enregistrée sur les sismogrammes diminue avec l'augmentation de la distance du séisme, la distance doit d'abord être déterminée afin qu'elle puisse être corrigée. La magnitude de Richter d'un séisme peut être facilement déterminée à partir de l'intervalle S-P combiné avec le mouvement maximum enregistré sur le sismogramme. La magnitude de Richter est enregistrée sur une échelle logarithmique sur laquelle une augmentation de un représente une augmentation de dix fois de l'amplitude. Par exemple, un séisme de magnitude 5 produit un mouvement du sol dix fois plus important qu'un séisme de magnitude 4.

magnitude de moment : les magnitudes de moment mesurent la quantité d'énergie de contrainte libérée lors d'un tremblement de terre. Ils sont calculés après avoir déterminé la portée de la faille (distance parcourue par la faille), la zone cassée sur la faille (profondeur et longueur) et la rigidité des roches de la faille (l'élasticité des roches). La magnitude du moment est également enregistrée sur une échelle logarithmique sur laquelle une augmentation de un représente une augmentation de 32 fois de l'énergie de contrainte libérée.

Échelle d'intensité de Mercalli : Afin de mieux comprendre le comportement à long terme d'une faille donnée, il est nécessaire de revenir aux enregistrements écrits des tremblements de terre survenus avant le début de l'enregistrement sismique. Une intensité de I (non ressentie) à XII (dommage total) est désignée selon le montant des dommages cités dans les archives historiques. L'intensité Mercalli des tremblements de terre historiques peut alors être comparée à l'intensité Mercalli des tremblements de terre modernes qui ont des magnitudes de Richter et/ou de moment. Les facteurs de complication incluent les différences dans la conception des bâtiments (bâtiments plus faibles ou plus forts) et dans la géologie (le substrat rocheux solide produit moins de secousses, les sédiments meubles et les décharges produisent beaucoup plus de secousses).

Détermination des grandeurs de Richter

La magnitude d'un tremblement de terre est mesurée sur la célèbre échelle de Richter. Pour déterminer la magnitude Richter d'un séisme, les sismologues doivent connaître la distance jusqu'au séisme et l'amplitude de l'onde de surface sur le site d'enregistrement. La distance entre la station d'enregistrement sismique et l'épicentre du séisme est déterminée à partir de la différence de temps entre la première arrivée de l'onde P et de l'onde S. C'est ce qu'on appelle l'intervalle S-P. L'amplitude des ondes de surface enregistrées, mesurant le nombre de millimètres de mouvement du sol à la station sismique, dépendra de la distance de l'épicentre du séisme et de la magnitude du séisme. Une fois déterminés à partir d'un enregistrement sismographe, l'intervalle S-P et l'amplitude sont utilisés pour résoudre mathématiquement la magnitude, ou ils peuvent être tracés sur un graphique appelé nomogramme pour donner une solution visuelle pour la magnitude.

Le type de mouvement de faille provoquant un séisme peut être déterminé en analysant le premier sens de mouvement (compression ou dilatation) enregistré sur les sismogrammes dans toutes les directions et à diverses distances du séisme. Certains enregistreront un « haut » initial (compression) sur le sismogramme indiquant que la croûte s'est déplacée vers cette direction et d'autres enregistreront un « bas » initial (dilatation) indiquant que la croûte s'est éloignée de cette direction. Le schéma de "hauts" et "bas" enregistrés autour de l'épicentre du tremblement de terre indiquera si la faille était une poussée, une inversion, une normale ou un décrochement.

Cette figure montre le schéma de la première compression et de la première dilatation entourant l'épicentre d'un séisme décrochant.

Évaluation des risques sismiques

Prédiction de tremblement de terre (?): De nombreux facteurs ont été proposés comme signaux précurseurs possibles de l'imminence d'un tremblement de terre, notamment des modifications de l'activité sismique de faible magnitude au cours des semaines et des mois précédant un tremblement de terre majeur, des modifications des niveaux des eaux souterraines, du radon et d'autres gaz dans les puits d'eaux souterraines, des modifications de la résistivité électrique des la croûte (liée aux changements dans la distribution des eaux souterraines dans la roche lorsqu'elle commence à former des microfissures juste avant un tremblement de terre, les changements de vitesse des ondes sismiques dans la croûte entourant une faille qui commence à se rompre avant un tremblement de terre, même un comportement étrange des animaux juste avant À ce jour, aucun facteur ou groupe de facteurs prédictifs n'a été trouvé pour permettre la prédiction d'un tremblement de terre imminent.

Probabilité sismique : Les sismologues sont cependant capables d'estimer la probabilité qu'un séisme d'une ampleur donnée se produise au cours d'une période donnée d'années sur un segment particulier d'une faille. Les estimations de probabilité utilisent des informations telles que l'historique des tremblements de terre sur la faille (taille et temps moyen entre les deux), la magnitude et l'âge du plus récent grand tremblement de terre (et la quantité de contrainte libérée), le taux d'accumulation de contrainte dans la région limite de la plaque basée sur sur la vitesse du mouvement relatif de la plaque et la surveillance régulière de l'accumulation de contraintes élastiques grâce à des techniques d'enquête, et la résistance estimée de la faille (résistance de la roche et frottement).

Alors que la fréquence des tremblements de terre est beaucoup plus élevée dans les zones situées autour des limites des plaques tectoniques, où les contraintes s'accumulent rapidement, il existe des lieux au milieu des plaques, loin des failles actives où les contraintes s'accumulent néanmoins sur d'anciennes failles conduisant potentiellement à des séismes majeurs (par ex. exemple, la zone de faille de New Madrid sur le fleuve Mississippi).

Lacunes et séquences sismiques : Les segments de failles qui n'ont pas connu de séismes importants (décharge de contrainte) depuis un certain temps sont plus susceptibles d'avoir un séisme plus tôt que les segments qui ont connu des séismes plus récents.

En Turquie, depuis 1939, il y a eu une progression vers l'ouest de séismes destructeurs sur des segments de la faille nord-anatolienne. Le plus récent est le tremblement de terre de 1999 qui a causé d'importants dégâts et de nombreux morts dans la ville d'Izmet. D'après la séquence, la grande ville d'Istanbul semble être la prochaine.

Facteurs de dommages :
- Les sédiments meubles et non consolidés, et en particulier les sédiments saturés, subissent des mouvements du sol plus forts lors d'un tremblement de terre par rapport au substrat rocheux solide. Les dommages aux structures sont moindres lorsqu'ils sont construits sur un substrat rocheux solide.
- Les bâtiments ont leur propre fréquence de vibration naturelle, comme un diapason, selon leur hauteur et leur rigidité. Compte tenu de la fréquence de vibration naturelle des roches ou des sédiments sur lesquels le bâtiment est construit, les bâtiments d'une hauteur particulière sont les plus susceptibles d'être endommagés lors de forts tremblements de terre.
- Les sédiments meubles peuvent subir liquéfaction lors d'un fort tremblement de terre permettant aux bâtiments de couler, généralement d'un côté plus que l'autre de sorte que le bâtiment bascule.
- UNE "rebond sismique" provoque un mouvement du sol plus fort que prévu à une distance d'un épicentre de tremblement de terre où les ondes sismiques réfléchies se combinent avec des ondes sismiques arrivant directement.
- Les forts tremblements de terre brisent généralement les conduites de gaz souterraines, entraînant les feux. Les conduites d'eau se brisent également, ce qui rend difficile la lutte contre les incendies.
- De forts tremblements de terre qui compensent le fond marin produisent tsunamis, qui ne sont normalement pas discernables à partir d'un navire en mer avec leurs très grandes longueurs d'onde, mais comme ces vagues se déplaçant très rapidement arrivent dans les eaux peu profondes à l'approche du rivage, elles ralentissent considérablement, devenant plus raides et beaucoup plus hautes inondant les côtes basses.
- Des tremblements de terre peuvent également glissements de terrain et coulées de boue en mouvement, enterrant des quartiers entiers.


Conclusion

Nous avons examiné l'activité des tremblements de terre et des SSE dans la zone source avant le tremblement de terre de Tohoku-Oki. Les données d'observation du fond marin directement au-dessus de la grande zone de glissement de cet événement ont joué un rôle important dans la limitation de la distribution de glissement cosismique du choc principal, montrant l'existence de deux zones de glissement extrêmement larges : une juste en amont de l'hypocentre du choc principal, à 60-80 km vers la terre de l'axe de la tranchée, et les autres 80-100 km au nord, près de l'axe de la tranchée. Pour c. 90 ans avant le tremblement de terre de Tohoku-Oki, les tremblements de terre de M > 6 se sont produits loin des deux grandes plaques de glissement. Pour c. 70 ans, jusqu'en 2003, des feuillets de c. M > 7 tremblements de terre sur la méga-poussée se sont produits dans les zones entourant les deux grandes plaques de glissement. L'activité sismique et SSE a augmenté après 2003. Six c. Les événements M 7 se sont produits pendant 8 ans de 2003 à 2010 contrairement à une absence totale de c. M 7 événements pour le c. précédent. 22 ans. Ces événements se sont produits dans la partie en aval-pendage de la zone source du tremblement de terre de Tohoku-Oki. De plus, dans cette partie en aval-pendage de la zone source, un taux de glissement croissant sur la méga-poussée et/ou la migration amont-pendage du glissement sismique profond a été observé au cours des décennies précédant le tremblement de terre de Tohoku-Oki. Ces glissements sismiques et sismiques précurseurs à long terme ont réduit le couplage interplaque, érodant en partie la région verrouillée composée des deux grandes plaques de glissement. Environ 1 mois avant le séisme, un SSE a eu lieu à une profondeur relativement faible entre les deux grandes plaques de glissement. Associés à cette ESS, des pré-chocs ont également commencé. Le glissement lent et l'activité de pré-choc se sont propagées du nord au sud vers la zone d'aspérité sud. Deux jours avant le séisme, un pré-choc de M 7,3 s'est produit à proximité de l'hypocentre du séisme de Tohoku-Oki, toujours dans la zone entre les deux plaques d'aspérités mais relativement profonde par rapport au SSE qui avait commencé environ 1 mois plus tôt. Ce pré-choc s'est accompagné d'une activité de réplique et d'un glissement post-sismique localisé dans la zone d'amont-pendage entre les deux plaques de fortes aspérités. De plus, un événement de glissement lent a commencé c. 1,5 jours avant le choc principal Tohoku-Oki. Cet événement de glissement lent et cette activité de pré-choc se sont à nouveau propagés du nord au sud vers l'hypocentre du choc principal, le point de rupture initial du tremblement de terre de Tohoku-Oki, conduisant à la rupture finale du grand tremblement de terre de mégathrust.


Magnitude du moment, échelle de Richter - quelles sont les différentes échelles de magnitude, et pourquoi y en a-t-il autant ?

La taille du tremblement de terre, telle que mesurée par le Échelle de Richter est un concept bien connu, mais mal compris. L'idée d'une échelle logarithmique de magnitude de tremblement de terre a été développée pour la première fois par Charles Richter dans les années 1930 pour mesurer la taille des tremblements de terre se produisant dans le sud de la Californie à l'aide de données à relativement haute fréquence provenant de stations sismographiques voisines. Cette échelle de grandeur a été appelée ML, avec le L pour local. C'est ce qui allait devenir la magnitude de Richter.

As more seismograph stations were installed around the world, it became apparent that the method developed by Richter was strictly valid only for certain frequency and distance ranges. In order to take advantage of the growing number of globally distributed seismograph stations, new magnitude scales that are an extension of Richter's original idea were developed. These include body wave magnitude (Mb) and surface wave magnitude (Ms). Each is valid for a particular frequency range and type of seismic signal. In its range of validity, each is equivalent to the Richter magnitude.

Because of the limitations of all three magnitude scales (ML, Mb, and Ms), a new, more uniformly applicable extension of the magnitude scale, known as moment magnitude, or Mw, was developed. In particular, for very large earthquakes, moment magnitude gives the most reliable estimate of earthquake size.

Moment is a physical quantity proportional to the slip on the fault multiplied by the area of the fault surface that slips it is related to the total energy released in the earthquake. The moment can be estimated from seismograms (and also from geodetic measurements). The moment is then converted into a number similar to other earthquake magnitudes by a standard formula. The result is called the moment magnitude. The moment magnitude provides an estimate of earthquake size that is valid over the complete range of magnitudes, a characteristic that was lacking in other magnitude scales.


8.2: The Wavefunctions

  • Contributed by David M. Hanson, Erica Harvey, Robert Sweeney, Theresa Julia Zielinski
  • Quantum States of Atoms and Molecules at Chemical Education Digital Library (ChemEd DL)

The solutions to the hydrogen atom Schrödinger equation are functions that are products of a spherical harmonic function et un radial function.

[ psi _ (r, heta , varphi) = R_ (r) Y^_l ( heta , varphi) label <8-20>]

The wavefunctions for the hydrogen atom depend upon the three variables r, ( heta), and (varphi ) and the three quantum numbers n, (l), and (m_l). The variables give the position of the electron relative to the proton in spherical coordinates. The absolute square of the wavefunction, (| psi (r, heta , varphi )|^2), evaluated at (r), ( heta ), and (varphi) gives the probability density of finding the electron inside a differential volume (d au), centered at the position specified by r, ( heta ), and (varphi).

What is the value of the integral

[ int limits _< ext> | psi (r, heta , varphi )|^2 d au , ? pas de numéro]

The quantum numbers have names: (n) is called the principal quantum number, (l) is called the angular momentum quantum number, and (m_l) is called the magnetic quantum number because (as we will see in Section 8.4) the energy in a magnetic field depends upon (m_l). Often (l) is called the azimuthal quantum number because it is a consequence of the ( heta)-equation, which involves the azimuthal angle (Theta ), referring to the angle to the zenith.

These quantum numbers have specific values that are dictated by the physical constraints or boundary conditions imposed upon the Schrödinger equation: (n) must be an integer greater than 0, (l) can have the values 0 to n𔂫, and (m_l) can have (2l + 1) values ranging from (-l) ‑ to (+l) in unit or integer steps. The values of the quantum number (l) usually are coded by a letter: s means 0, p means 1, d means 2, f means 3 the next codes continue alphabetically (e.g., g means (l = 4)). The quantum numbers specify the quantization of physical quantities. The discrete energies of different states of the hydrogen atom are given by (n), the magnitude of the angular momentum is given by (l), and one component of the angular momentum (usually chosen by chemists to be the z‑component) is given by (m_l). The total number of orbitals with a particular value of (n) is (n^2).

Consider several values for n, and show that the number of orbitals for each n is (n^2).

Construct a table summarizing the allowed values for the quantum numbers n, (l) , and (m_l). for energy levels 1 through 7 of hydrogen.

The notation 3d specifies the quantum numbers for an electron in the hydrogen atom. What are the values for n and (l) ? What are the values for the energy and angular momentum? What are the possible values for the magnetic quantum number? What are the possible orientations for the angular momentum vector?

The hydrogen atom wavefunctions, (psi (r, heta , varphi )), are called atomic orbitals. An atomic orbital is a function that describes one electron in an atom. The wavefunction with n = 1, (l=1), and (m_l) = 0 is called the 1s orbital, and an electron that is described by this function is said to be &ldquoin&rdquo the ls orbital, i.e. have a 1s orbital state. The constraints on (n), (l)), and (m_l) that are imposed during the solution of the hydrogen atom Schrödinger equation explain why there is a single 1s orbital, why there are three 2p orbitals, five 3d orbitals, etc. We will see when we consider multi-electron atoms in Chapter 9 that these constraints explain the features of the Periodic Table. In other words, the Periodic Table is a manifestation of the Schrödinger model and the physical constraints imposed to obtain the solutions to the Schrödinger equation for the hydrogen atom.

Visualizing the variation of an electronic wavefunction with (r), ( heta), and (varphi) is important because the absolute square of the wavefunction depicts the charge distribution (electron probability density) in an atom or molecule. The charge distribution is central to chemistry because it is related to chemical reactivity. For example, an electron deficient part of one molecule is attracted to an electron rich region of another molecule, and such interactions play a major role in chemical interactions ranging from substitution and addition reactions to protein folding and the interaction of substrates with enzymes.

Visualizing wavefunctions and charge distributions is challenging because it requires examining the behavior of a function of three variables in three-dimensional space. This visualization is made easier by considering the radial and angular parts separately, but plotting the radial and angular parts separately does not reveal the shape of an orbital very well. The shape can be revealed better in a probability density plot. To make such a three-dimensional plot, divide space up into small volume elements, calculate (psi^* psi ) at the center of each volume element, and then shade, stipple or color that volume element in proportion to the magnitude of (psi^* psi ). Do not confuse such plots with polar plots, which look similar.

Probability densities also can be represented by contour maps, as shown in Figure (PageIndex<1>).

Figure (PageIndex<1>): Contour plots in the x-y plane for the (2p_x) and (3p_x) orbitals of the hydrogen atom. The plots map lines of constant values of (R(r)^2) red lines follow paths of high (R(r)^2), blue for low (R(r)^ 2) . The angular function used to create the figure was a linear combination of two Spherical Harmonic functions (see Problem 10 at the end of this chapter.)

Another representational technique, virtual reality modeling, holds a great deal of promise for representation of electron densities. Imagine, for instance, being able to experience electron density as a force or resistance on a wand that you move through three-dimensional space. Devices such as these, called haptic devices, already exist and are being used to represent scientific information. Similarly, wouldn&rsquot it be interesting to &ldquofly&rdquo through an atomic orbital and experience changes in electron density as color changes or cloudiness changes? Specially designed rooms with 3D screens and &ldquosmart&rdquo glasses that provide feedback about the direction of the viewer&rsquos gaze are currently being developed to allow us to experience such sensations.

Methods for separately examining the radial portions of atomic orbitals provide useful information about the distribution of charge density within the orbitals. Graphs of the radial functions, (R(r)), for the 1s, 2s, and 2p orbitals plotted in Figure (PageIndex<2>).

Figure (PageIndex<2>): Radial function, R(r), for the 1s, 2s, and 2p orbitals.

The 1s function in Figure (PageIndex<2>) starts with a high positive value at the nucleus and exponentially decays to essentially zero after 5 Bohr radii. The high value at the nucleus may be surprising, but as we shall see later, the probability of finding an electron at the nucleus is vanishingly small.

Next notice how the radial function for the 2s orbital, Figure (PageIndex<2>), goes to zero and becomes negative. This behavior reveals the presence of a radial node in the function. A radial node occurs when the radial function equals zero other than at (r = 0) or (r = &infin). Nodes and limiting behaviors of atomic orbital functions are both useful in identifying which orbital is being described by which wavefunction. For example, all of the s functions have non-zero wavefunction values at (r = 0), but p, d, f and all other functions go to zero at the origin. It is useful to remember that there are (n-1-l) radial nodes in a wavefunction, which means that a 1s orbital has no radial nodes, a 2s has one radial node, and so on.

Examine the mathematical forms of the radial wavefunctions. What feature in the functions causes some of them to go to zero at the origin while the s functions do not go to zero at the origin?

What mathematical feature of each of the radial functions controls the number of radial nodes?


Voir la vidéo: La structure du globe terrestre - 1ère spé SVT - Madame SVT (Octobre 2021).