Zemětřesení

Zemětřesení nebo zemětřesení je důvod třepání v důsledku náhlého uvolnění energie nashromážděným namáhání působící na skalách . K tomuto uvolňování energie dochází roztržením podél poruchy , obvykle již existující. Zemětřesení v důsledku sopečné činnosti nebo umělého původu ( například výbuchy ) jsou vzácnější . Místo, kde se horniny lámou v hloubce, se nazývá ohnisko  ; projekce ohniska na povrch je epicentrem zemětřesení. Pohyb hornin v blízkosti krbu způsobuje elastické vibrace, které se šíří ve formě paketů seismických vln kolem a přes pozemský svět . Rovněž produkuje uvolňování tepla třením až do bodu, kdy někdy roztaví horniny podél poruchy ( pseudotachylity ).

Každý den je mnoho, mnoho zemětřesení, ale většina z nich není člověkem cítit. Na planetě je každý rok zaznamenáno asi stotisíc zemětřesení. Nejmocnější z nich patří mezi nejničivější přírodní katastrofy . Nejdůležitější zemětřesení mění období rotace Země, a tedy i dobu dne (řádově mikrosekundy).

Většina zemětřesení se vyskytuje na hranici mezi tektonickými deskami (mezivláknovými zemětřeseními) Země, ale mohou se vyskytovat i zemětřesení v těchto deskách (zemětřesení uvnitř). Na desková tektonika správně účty distribuci pásy seismicity ve světě: hlavní seismické pásy na světě, vyznačující se dle geografické hustotě zemětřesení, jsou Pacific Ring of Fire (uvolňuje 80% seismické energie každý rok), v alpské pás ( 15% roční energie) a páteřní oceány (5% roční energie).

Věda , která studuje tyto jevy je seismologie (praktikuje seismologists ) a hlavním měřidlo je seismograf (který produkuje seismogramů ). Získávání a záznam signálu se získává v seizmické stanici spojující kromě samotných senzorů také rekordéry, digitizéry a antény GPS pro geografické umístění a čas.

Dějiny

Pokud zemětřesení v roce 1755 v Lisabonu stálo u zrodu seismologie , vzbudila debata, kterou vzbudil, znalost geneze zemětřesení.

Souběžnost roztržky chyby a zemětřesení je pozorován a popsán v XIX th  století vědci spojují vzdělávání zásadní zemětřesení v náhlém skluzu podél poruchy v zemské kůře a / nebo v litosféry zakládá. Teorie však nemohou rozhodnout, který jev je původem druhého, a nemohou vysvětlit mechanismus. V roce 1884 navrhl americký geolog Grove Karl Gilbert první model lineárního a pravidelného „seismického cyklu“, který předpokládal, že největší zemětřesení mají nejsilnější interval opakování. Bylo to v roce 1910, po zemětřesení v San Francisku v roce 1906 , kdy kalifornský geodet , Harry Fielding Reid  (in) , navrhl teorii pružného odskočení . Podle této teorie napětí napětí pružně deformují kůru na obou stranách poruchy, což způsobí aseismické posunutí dvou bloků oddělených touto potenciální zónou prasknutí (porucha je pak neaktivní nebo blokovaná a zaostává ve srovnání s těmi, které ji obklopují) , zemětřesení umožňující vyrovnat toto zpoždění podle rytmu jeho fungování koncipovaného jako pravidelné). Tento klouzání je blokováno během interseismických období (mezi zemětřeseními), přičemž energie se hromadí elastickou deformací hornin. Po dosažení jejich maximálního odporu (koseismická fáze) se energie náhle uvolní a prasknutí nastane náhlým uvolněním elastických napětí dříve nahromaděných pomalou deformací podloží, což způsobí poruchu. Po seizmické epizodě (postseizmická fáze charakterizovaná otřesy a viskoelastickými úpravami) se rozdrcené kameny poruchy časem spojily a porucha získala nový odpor. Zařízení je znovu aktivováno: porucha se „nabije“ a poté se náhle uvolní stresovou relaxací . Reid tedy vysvětluje seismický cyklus (cyklus nakládání / vykládání) dokončený různými seismickými obdobími Wayna Thatchera. Pokud je tento teoretický model vzniku zemětřesení vědeckou komunitou stále běžně přijímán, nevysvětluje to nepravidelné seismické rekurence, jak jsou odhaleny ve stopách zanechaných zemětřesením ( geomorfologie , paleoseismologie , lichenometrie , dendrochronologie ).

Tato teorie byla dokončena v roce 1966 s přihlédnutím k procesu tření. Rozdíly ve vlastnostech tření na zlomech způsobené několika faktory (slabé spojení dvou bloků, seismická deformace, přechodné jevy pomalého klouzání, role tekutin atd.), Vysvětlují nepravidelné seismické cykly. Na konci 70. let byl navržen konkrétní zákon tření pro modelování přenosu napětí v závislosti na rychlosti a době kontaktu mezi dvěma povrchy.

Původ

Zemětřesení je víceméně násilné otřesy země, které mohou mít čtyři původy: prasknutí poruchy nebo segment poruchy (tektonické zemětřesení); narušení a odplynění magmatu (sopečné zemětřesení); „Praskání“ ledovců odrážejících se v zemské kůře (polární zemětřesení); výbuch, kolaps dutiny (zemětřesení přírodního původu nebo v důsledku lidské činnosti). V praxi jsou zemětřesení rozdělena do čtyř kategorií podle jevů, které je generovaly:

Tektonická zemětřesení

Tektonická zemětřesení jsou zdaleka nejčastější a devastující. Velká část tektonických zemětřesení se odehrává na okrajích desek , kde dochází ke skluzu mezi dvěma skalními prostředími. Další část se odehrává podél stávající nebo nově vytvořené křehké roviny. Tento skluz, který se nachází na jedné nebo více poruchách , je blokován během interseizmických období (mezi zemětřeseními) asismického posunu dvou bloků oddělených potenciální zónou prasknutí (porucha je pak neaktivní) a energie se akumuluje pružná deformace hornin. Tato energie a klouzání se náhle uvolní během zemětřesení. V subdukčních zónách představují zemětřesení polovinu těch, které jsou na Zemi destruktivní, a rozptylují 75% zemské seismické energie. Je to jediné místo, kde najdeme hluboká zemětřesení (300 až 645 kilometrů ). Na úrovni středooceánských hřebenů mají zemětřesení povrchová ložiska (0 až 10 kilometrů ) a odpovídají 5% celkové seismické energie. Podobně na úrovni velkých poruch úniku dochází k zemětřesení se středy střední hloubky ( v průměru od 0 do 20 kilometrů ), což odpovídá 15% energie. Uvolnění nahromaděné energie se obvykle nestane jediným trhnutím a před opětovným získáním stabilní konfigurace může trvat několik úprav. Následné otřesy jsou tedy pozorovány po hlavním šoku ze zemětřesení, s klesající amplitudou a po dobu od několika minut do více než roku. Tyto sekundární otřesy jsou někdy ničivější než hlavní šok, protože mohou srazit budovy, které byly pouze poškozeny, zatímco úleva funguje. Může existovat také silnější otřes než hlavní šok bez ohledu na jeho velikost. Například po zemětřesení 9,0 může následovat otřes 9,3 o několik měsíců později, i když tato sekvence je extrémně vzácná.

Zemětřesení sopečného původu

Zemětřesení vulkanického původu výsledkem akumulace magma v magma komoře části sopky . Seismografy poté zaznamenávají velké množství mikroseismů ( třes ) v důsledku prasknutí ve stlačených horninách nebo odplynění magmatu. Postupný vzestup hypocenter (spojený s nárůstem magmatu) je známkou toho, že se sopka probouzí a že bezprostředně hrozí erupce.

Polární zemětřesení

Ledovce a ledová vrstva mají určitou pružnost, ale diferencovaný a periodický pokrok (výrazný sezónní rytmus) toků ledu způsobuje zlomy, jejichž elastické vlny generují zemětřesení zaznamenaná seismografy daleko od pólu po celém světě. Tato grónská „ledovcová zemětřesení“ se vyznačují silnou sezónností. Studie publikovaná v roce 2006 dospěla k závěru, že počet takových zemětřesení se od roku 2000 do roku 2005 zdvojnásobil, což je časový trend, který naznačuje souvislost se změnou hydrologického cyklu a glaciální reakcí na měnící se klimatické podmínky. Pokud vezmeme v úvahu, že část globálního oteplování je lidského původu, lze část příčin těchto zemětřesení považovat za vyvolanou lidmi (viz níže).

Zemětřesení umělého původu

Zemětřesení umělého původu nebo „  zemětřesení  “ nízké až střední velikosti jsou způsobena určitými lidskými činnostmi, jako jsou přehrady, hluboké čerpání, těžba, podzemní nebo jaderné výbuchy nebo dokonce bombardování. Jsou časté a dobře zdokumentované od let 1960-1970. Například pouze ve Francii a pouze v letech 1971–1976 bylo několik zemětřesení jednoznačně přičítáno plnění nádržních jezer, těžbě ropných polí nebo dolech:

Zemětřesení někdy způsobují tsunami , jejichž ničivá síla ohrožuje rostoucí část lidstva osídleného mořem. Mohou také ohrozit pobřežní ropná a plynárenská zařízení a rozptýlit podvodní skládky obsahující toxický odpad , jaderný odpad a ponořenou munici . Snažíme se je předvídat, chránit se před nimi, a to pomocí globální výstražné sítě, která je zřizována, zejména v Indonésii a jihovýchodní Asii.

V některých případech zemětřesení způsobí zkapalnění půdy  : měkká půda bohatá na vodu ztratí vlivem otřesů svoji soudržnost.

Rizika zemětřesení v důsledku zkoušek v geotermálních elektrárnách:

Výzkumné centrum geotermálních elektráren v severovýchodní Francii experimentuje s geotermálními technikami. Experiment spočívá ve vstřikování studené vody do kapes magmatu (2 předem vyvrtané otvory, jeden pro vstup studené vody a druhý pro výstup vody přeměněné na páru, poté zpětné získání ve formě páry, vložení pod tlak a poté otočit turbínu a poté vyrábět elektřinu.

Důsledky experimentu:

Vstřikování studené vody do kapes magmatu působilo na okolní poruchy, voda působila jako mazivo a vytvářela mikrozemětřesení, která mohla vést až k prasklinám na stěnách domů.

Mimozemská zemětřesení

I když je Země jediným nebeským objektem, kde byla prokázána desková tektonika , není jediná, která prochází vibracemi (lokalizovaná zemětřesení a rozsáhlé oscilace). Tyto vibrace mohou být způsobeny jinou formou tektoniky (kontrakce nebo expanze objektu) nebo kosmickými dopady .

Mise Apollo uložily na povrch Měsíce několik seismometrů . Byly zaznamenány čtyři typy zemětřesení různého původu. Některé z nich jsou v důsledku uvolnění napětí generovaných slapové účinky , jiné na dopady z meteoritů , jiní k uvolnění tepelných napětí. Původ silných, mělkých a poměrně dlouhotrvajících zemětřesení čtvrtého typu není znám.

Jediným dalším mimozemským objektem, kde byl nainstalován seismometr, je Mars na konci roku 2018 (sonda InSight ). Seismometr SEIS, který začal fungovat na začátku února 2019, vyvinul Institut de physique du globe de Paris a zaznamenal své první marťanské zemětřesení 7. dubna. Až do teď tyto zemětřesení jsou velmi slabé, na Zemi by byly maskovány seismické hlukem z oceánů .

Studie Merkuru ukazuje přítomnost velkého počtu reverzních poruch , charakteristických pro globální kontrakci planety (nepochybně spojená s jejím postupným ochlazováním). Zejména sonda Messenger odhalila existenci takových poruch překračujících malé a nedávné impaktní krátery. Dedukujeme, že Merkur dnes stále podléhá aktivní tektonice , nejspíše doprovázené zemětřesením.

Povrchem Venuše procházejí také chyby a záhyby . Je pravděpodobné, že Venuše je stále tektonicky aktivní, ale nemáme o tom žádný důkaz. Pokud dojde k silným zemětřesením, doufáme, že pokud nebudeme schopni je přímo zaznamenat (pro nedostatek seismometru), identifikujeme atmosférické důsledky.

O seismické aktivitě Jupiteru není nic známo , ale je pravděpodobné, že podléhá oscilacím planetárního měřítka jako Saturn , jehož oscilace se odrážejí na jeho prstencích ve formě pozorovatelných vln. O Uranu a Neptunu nevíme.

Od letu sondy New Horizons v roce 2014 nad Plutem víme, že tato trpasličí planeta má nedávnou (a bezpochyby aktuální) geologickou aktivitu, která se projevuje zejména poruchami, jejichž vznik nebo reaktivace je jistě doprovázena zemětřesením. Tektonická napětí mohou být způsobena cykly (částečného) zamrzání a přetavování vody umístěné pod ledovou kůrou.

Samotné slunce podléhá globálním oscilacím, studovaným helioseismologií . Podobné oscilace, pozorovatelné na jiných hvězdách, studuje asteroseismologie .

Hlavní rysy

Hypocenter nebo seizmické zaměření může být mezi povrchem a až 700 km hluboko ( horní plášť mez ) pro nejhlubších událostí.

Velikost

Sílu zemětřesení lze kvantifikovat podle její velikosti , pojmu zavedeného v roce 1935 seismologem Charlesem Francisem Richterem . Velikost se počítá z různých typů seismických vln s přihlédnutím k parametrům, jako je vzdálenost k epicentru, hloubka hypocentra , frekvence signálu, typ použitého seismografu atd. Velikost je spojitá logaritmická funkce  : když se amplituda seismických vln vynásobí 10, velikost se zvýší o jednu. Takže zemětřesení o síle 7 způsobí amplitudu desetkrát větší než událost o síle 6, stokrát větší než o síle 5.

Velikost, často označovaná jako velikost na Richterově stupnici , ale nesprávně, se obvykle počítá z amplitudy nebo doby trvání signálu zaznamenaného seismografem . Tímto způsobem lze vypočítat několik hodnot (lokální velikost , doba trvání , povrchové vlny, objemové vlny ). Tyto různé hodnoty nejsou příliš spolehlivé v případě velmi velkých zemětřesení. Seismologové proto upřednostňují momentovou velikost ( uvedenou ), která přímo souvisí s energií uvolněnou během zemětřesení. Zákony měřítka vztahují tuto velikost momentu k geometrii poruchy (povrchu), k odporu hornin (modul tuhosti) a koseismickému pohybu (průměrný skluz na zlomu).

Makroseismická intenzita

Makroseismická intenzita, kterou nelze zaměňovat s velikostí, charakterizuje závažnost zemětřesení na zemi. Je založen na pozorování účinků a následků zemětřesení na společných ukazatelích v daném místě: vlivy na lidi, předměty, nábytek, budovy, životní prostředí. To, zda jsou tyto účinky v odhadované oblasti malé nebo velké, je samo o sobě ukazatelem úrovně závažnosti třesu. Intenzita se obecně odhaduje na rozsahu obce. Vezmeme například v úvahu skutečnost, že okna mírně nebo silně vibrovala, že se otevírala, že objekty vibrovaly, pohybovaly se nebo padaly v malém nebo velkém počtu, že poškození bylo pozorováno s přihlédnutím k různým typologiím konstrukce (od nejzranitelnější vůči nejodolnějším proti otřesům), různé stupně poškození (od drobného poškození po úplné zhroucení stavby) a to, zda je podíl pozorovaných škod významný nebo ne (několik domů nebo všechna obydlí).

Stupnice intenzity mají stupně obecně zaznamenané římskými číslicemi, od I do XII pro nejznámější stupnice (Mercalli, MSK nebo EMS). Z různých měřítek můžeme zmínit:

Vztahy mezi velikostí a intenzitou jsou složité. Intenzita závisí na místě pozorování účinků. Obecně klesá, když se člověk vzdaluje od epicentra v důsledku útlumu v důsledku vzdálenosti (geometrický útlum) nebo v geologickém médiu procházejícím seismickými vlnami (anelastický nebo vnitřní útlum), ale možné místní efekty (echo, lokální zesílení, například sedimenty) nebo ve skalních výchozech) mohou narušit průměrné křivky rozpadu, které se používají ke stanovení intenzity a maximálního zrychlení půdy, které musí stavby na postižených lokalitách podstoupit, nebo které budou muset podstoupit na přesném místě při určování seismické nebezpečí.

Statisticky lze na 10 kilometrech od zemětřesení o síle 6 očekávat zrychlení 2 metry za sekundu na druhou, pozemní rychlost 1 metr za sekundu a posuny kolem deseti centimetrů; vše asi na deset sekund.

Geofyzikální důsledky

Stejně jako některé další významné jevy (například tání ledové čepičky) mohou mít velká zemětřesení nepostřehnutelný vliv na dobu rotace Země a na délku dne. 2004 zemětřesení na Sumatře způsobilo osa zeměkoule je otáčení posunout o sedm centimetrů a zkrátit délku dne o 6,8 mikrosekundy. 2010 zemětřesení v Chile byl dost silný, aby posunout zemskou osu otáčení o osm centimetrů, zkrácení délky den od 1.26  us . 2011 zemětřesení v Japonsku také posunul zemskou osu otáčení asi deset centimetrů, a způsobil zkrácení délky dne o 1,8  us .

Zde je třeba poznamenat, že výraz „osa otáčení“ je ve skutečnosti zjednodušením: je to osa obrázku, která je upravena ( „osa obrázku je hlavní osou setrvačnosti s nejsilnějším momentem setrvačnosti, je v způsob osy symetrie Země “ ). "Pohyb rotujícího pólu vzhledem k zemské kůře, Polhodium , který je z velké části výsledkem neustálých hromadných transportů v atmosféře a oceánech, je zde rozmazaný a není možné jej detekovat. " . Můžeme však izolovat posun v ose postavy vyvolaný mega-zemětřeseními: to, za několik mikrosekund, je menší než denní variace, která dosahuje 50 až 100  µs .

Modifikace osy otáčení Země nastává, když se již neshoduje s jednou ze svých hlavních os setrvačnosti. Oscilace , který následuje způsobuje posunutí pólu rotace Země, z několika desítek metrů a po dobu cca 433 dní. K tomuto jevu mohou přispět zemětřesení, příliv a odliv, interakce mezi jádrem a pláštěm , hydrografické variace a oceánské a atmosférické pohyby.

Různé typy seismických vln

V době náhlého uvolnění omezení zemské kůry (zemětřesení) lze generovat dvě hlavní kategorie vln. Jedná se o hromadné vlny, které se šíří uvnitř Země, a povrchové vlny, které se šíří podél rozhraní.

V objemových vlnách můžeme rozlišit:

Povrchové vlny ( Rayleighovy vlny , vlny lásky ) vyplývající z interakce objemové vlny. Jsou vedeni povrchem Země, šíří se méně rychle než hromadné vlny, ale obecně mají silnější amplitudu. Povrchové vlny obvykle způsobují ničivé účinky zemětřesení.

Záznam zemětřesení

Starší seismická data z VIII th  tisíciletí před naším letopočtem. INZERÁT .

Nejsilnější zemětřesení zaznamenaná od roku 1900

Zemětřesení o síle nejméně 8.

Země Město / zóna Velikost Datováno Počet úmrtí Počet zraněných Poznámky a odkazy na podrobné články
Chile Valdivia, poblíž Lumaco v oblasti řek 9.5 22. května 1960 3000 1960 zemětřesení ve Valdivii (nejnásilnější zemětřesení, jaké kdy bylo zaznamenáno)
Indonésie Sumatra 9.4 26. prosince 2004 227 898 125 000 2004 zemětřesení a tsunami v Indickém oceánu
Spojené státy Aljaška 9.2 27. března 1964 131 Zemětřesení na Aljašce v roce 1964
Japonsko Sendai , pobřeží Tichého oceánu z Tohoku 9.1 11. března 2011 15 776 mrtvých a 4 225 pohřešovaných 5,929 2011 Tohoku Pacific Coast Earthquake
Sovětský svaz Kamčatka ( ruský RSFS ) 9.0 4. listopadu 1952
Ekvádor 8.8 1906
Chile Pojem 8.8 27. února 2010 čtyři sta devadesát sedm 2010 zemětřesení v Chile
Spojené státy Aljaška 8.7 1965
Indonésie Ostrov Nias 8.7 28. března 2005 905 2005 zemětřesení na Sumatře
Indický oceán Mezi Indií , Indonésií , Srí Lankou a Thajskem 8,7 poté následný šok z 8,3 11. dubna 2012
Tibet Tibet 8.6 15. srpna 1950
Spojené státy Andreanofovy ostrovy ( Aljaška ) 8.6 9. března 1957
Sovětský svaz Kurilské ostrovy ( ruský RSFS ) 8.5 1963
Kamčatka ( ruský RSFS ) 8.5 1923
Indonésie Banda moře 8.5 1 st February 1938 Zemětřesení v Banda moři
Peru Arequipa v oblasti stejného jména 8.4 23. června 2001 250 1000 2001 zemětřesení v Peru
Japonsko Kanto 8.3 1 st September 1923 141 720 1923 Kantó zemětřesení
Chile Chillán v regionu Biobío 8.3 24. ledna 1939 28 000 58 000
Tonga 8.3 3. května 2006 Zemětřesení v Tongě 2006
Rusko Kurilské ostrovy 8.3 15. listopadu 2006 Přílivová vlna o délce 1,80  ma zaznamenává více než 16 000  km od epicentra, včetně Crescent City v Kalifornii
Rusko Kurilské ostrovy 8.3 13. ledna 2007
Tichý oceán 8.3 29. září 2009
Rusko Okhotské moře , poblíž poloostrova Kamčatka 8.3 24. května 2013
Chile Tichý oceán, 46 kilometrů od pobřežního města Illapel 8.3 16. září 2015 Chile zemětřesení ze dne 16. září 2015
Spojené státy San Francisco 8.2 April 18 , 1906 3000 1906 zemětřesení v San Francisku
Chile Valparaiso 8.2 17. srpna 1906 3000 20 000
Chile Off Iquique , asi 89  km jihozápadně od Cuya, v hloubce 46,4  km v Tichém oceánu 8.2 1 st April 2014 v 20:46 místního času 5 Zemětřesení v Chile v roce 2014
Mexiko Mexiko 8.1 19. září 1985 10 000 1985 zemětřesení v Mexiku
Peru Ica , Lima 8.0 15. srpna 2007 387 1050

Nejsmrtelnější zemětřesení od roku 1900

Zemětřesení, která podle odhadů místních úřadů zabila více než 15 000 lidí, jsou seřazeny v chronologickém pořadí.

Město / zóna Země Datováno Velikost Počet úmrtí Poznámky a odkazy na podrobné články
Kangra Indie April 4 , 1905 8.6 19 000
Valparaiso Chile 17. srpna 1906 8.6 3000
Messina Itálie 28. prosince 1908 7.5 100 000
Avezzano Itálie 13. ledna 1915 7.5 29 980
Bali Indonésie 21. ledna 1917 8.2 15 000
Gansu Čína 16. prosince 1920 8.6 200 000
Tokio Japonsko 1 st September 1923 8.3 143 000 Po zemětřesení v Kantó v roce 1923 následoval rozsáhlý požár.
Xining Čína 22. května 1927 8.3 200 000
Gansu Čína 25. prosince 1932 7.6 70 000
Kvéta Pákistán 30. května 1935 7.5 45 000
Chillán Chile 24. ledna 1939 8.3 28 000
Erzincan krocan 26. prosince 1939 8.0 30 000
Ašchabat SSSR 5. října 1948 7.3 110 000
Dashti Biaz Khorassan Írán 31. srpna 1968 7.3 16 000
Chimbote Peru 31. května 1970 8.0 66 000
Yibin Čína 10. května 1974 6.8 20 000
Guatemala 4. února 1976 7.5 23 000
Tchang-šan Čína 27. července 1976 8.2 240 000 Oficiální počet obětí je 240 000 lidí. Jiné odhady poukazují na 500 000 až 800 000 přímých nebo nepřímých obětí.
Michoacan Mexiko 19. září 1985 8.1 20 000
Region Spitak Arménie 7. prosince 1988 7.0 25 000
Zangan Írán 20. června 1990 7.7 45 000
Kocaeli krocan 17. srpna 1999 7.4 17118
Bhuj Indie 26. ledna 2001 7.7 20 085
Bam Írán 26. prosince 2003 6.6 26 271
Sumatra Indonésie 26. prosince 2004 9.4 227 898
Muzaffarabád Pákistán 8. října 2005 7.6 79 410
Provincie S' - čchuan Čína 12. května 2008 7.9 87 149
Port au Prince Haiti 12. ledna 2010 7.2 230 000
Pacific Coast of Tōhoku Japonsko 11. března 2011 9.3 15 776 mrtvých a 4 225 pohřešovaných

Detekční metody

Starověká čínská metoda

Starověká čínská metoda sestávala z bronzové vázy s osmi draky na obrysu, Houfeng Didong Yi od Číňana Zhang Henga , vyvinutá v roce 132 n. L. Každému drakovi byl do úst vložen mramor, připravený padnout do tlamy ropuchy. Když došlo k zemětřesení, koule jednoho z draků (podle toho, kde k zemětřesení došlo) padla do tlamy jedné z ropuch. To naznačovalo směr epicentra zemětřesení a kam poslat pomoc.

Moderní metody

Umístění epicentra moderními prostředky se provádí pomocí několika seismických stanic (nejméně 3) a trojrozměrného výpočtu. Moderní senzory dokážou detekovat velmi citlivé události, jako je jaderný výbuch.

Euro-Mediterranean Seismologický Center vyvinula seismický detekční proces založený na analýze webového provozu a obsahu na Twitteru. Sbírka svědectví a fotografií také umožňuje poznat intenzitu pociťovaných zemětřesení a posoudit a geolokovat materiální škody.

Metody predikce

Metody predikce jsou založeny na předpovědi, která s nejistotou specifikuje polohu, velikost a datum zemětřesení a poskytuje odhad pravděpodobnosti vlastního úspěchu. Možnost seismické predikce závisí na existenci a uznání „prekurzorů“, varovných příznaků zemětřesení. Při absenci spolehlivých prekurzorů jsou tyto metody doprovázeny nedetekcemi, které vedou k pokusům odborníků a falešnými poplachy, které způsobují ztrátu důvěry ve varované populace a případně nesprávně evakuované. A konečně v regionech s vysokou seismicitou, jako je Írán, obyvatelé již nevěnují pozornost malým seismickým šokům a předpovědí destruktivních zemětřesení.

Už v roce 1977, kdy obdržel medaili Seismological Society of America  (en) , vynalezl Charles Richter stupnici, která nese jeho jméno, a komentoval: „Od svého připoutání k seismologii jsem měl hororové předpovědi a prediktory. Novináři i veřejnost skočí při sebemenším náznaku drobného prostředku k předpovídání zemětřesení, jako jsou hladová prasata, která se řítí do svého krmného žlabu […] Tyto předpovědi jsou hřištěm pro amatéry, neurotiky a šarlatány hladové po mediální publicitě. "

Můžeme rozlišit tři typy předpovědí: dlouhodobou (na několik let), střednědobou (na několik měsíců) a krátkodobou (na méně než několik dní) předpověď.

Dlouhodobý

Dlouhodobé prognózy jsou založeny na statistické analýze zjištěných poruch a na deterministických nebo pravděpodobnostních modelech seismických cyklů. Umožňují definovat standardy pro stavbu budov, obvykle ve formě maximální hodnoty zrychlení země (pga, špičkové zrychlení země ). Některé poruchy, jako jsou poruchy San Andreas v Kalifornii, byly předmětem důležitých statistických studií, které umožnily předpovědět zemětřesení v Santa Cruz v roce 1989. Důležitá zemětřesení se tedy očekávají v Kalifornii nebo v Japonsku (Tokai, velikost 8,3). Tato předpovídací kapacita však zůstává v oblasti statistik, nejistoty jsou často velmi důležité, a proto jsme stále daleko od toho, abychom dokázali předpovědět přesný okamžik zemětřesení, abychom obyvatelstvo předem evakuovali nebo jej ukryli.

Střednědobý termín

Střednědobé prognózy jsou pro obyvatelstvo zajímavější. Probíhá výzkum validace určitých nástrojů, jako je rozpoznávání vzorů ( dilatance ).

Krátkodobý

Za současného stavu poznání nemůžeme předpovědět krátkodobě zemětřesení, tj. Určit přesné datum a čas seismické události, i když můžeme často určit místo události. Budoucí zemětřesení (hlavně aktivní porucha) a některé další vlastnosti. Základní výzkum v seismologii se však zabývá pokusem objevit vědecké prostředky predikce.

Byly citovány i jiné prostředky: například některá zvířata zjišťují zemětřesení: hadi, prasata, psi, obojživelníci ... Dvě hodiny před zemětřesením v Yientinu v roce 1969 vydaly čínské úřady varování založené na shonu tygrů, pandy, jaky a jeleni v zoo. Žádná vědecká studie dosud nedokázala tento fenomén dokázat.

Krátkodobé prognózy vycházejí z podrobných pozorování vývoje rizikových oblastí. Víme například, že zemětřesení často předcházejí jevy migrace plynů směrem k povrchu (migrace, které mohou také přispět k „namazání“ určitých geologických poruch a někdy usnadnit kolapsy, které mohou způsobit tsunami, jako je vlna Storrega  ; pro lepší pochopení vazby mezi litosférou , atmosférou a ionosférou, které by mohly pomoci lépe předpovědět určitá zemětřesení.

Prostředky detekce může mít značné náklady, protože není zaručena výsledky, kvůli velkému heterogenity prekurzorů příznaků zemětřesení, nebo dokonce jejich absence v zemětřesení, které jsou však z velkého rozsahu, jako Tangshan nebo Michoacan , který byl ve střednědobém výhledu, ale krátkodobě ne.

Vlády a místní úřady požadují před evakuací obyvatel z podezřelých míst ověřené informace, ale prediktory jsou nespolehlivé. Spojené státy používají nástroje vysoké citlivosti kolem statisticky citlivých bodů (například Parkfield v Kalifornii): seismické vibrátory používané při průzkumu ropy, extenzometry invarového drátu, laserové geodimetry, vysoce přesná nivelační síť, magnetometry, analýza vrtů. Japonsko studuje pohyby zemské kůry pomocí GPS a interferometrie ( VLBI ), metod známých jako prostorová geodézie. V Jižní Africe se nahrává v chodbách zlatých dolů hlubokých 2  km . Čína je založena na multidisciplinárních studiích, jako je geologie, geofyzikální průzkum nebo laboratorní experimenty.

Zmíněno je sledování anomálií emise radonu (a elektrického potenciálu) ve vodních hladinách na základě hypotézy, že před zemětřesením by podloží mohlo uvolnit více radonu (radioaktivní plyn s krátkou životností). Byla pozorována korelace mezi hladinou radonu v podzemních vodách a seismickou aktivitou (například v Indii) . Monitorování radonu v reálném čase za rozumnou cenu je možné. Ve francouzských Alpách se také ukázalo, že kolísání hladin (více než 50 metrů ) dvou umělých jezer upravuje periferní emise radonu.

Nedávný výzkum podporuje možnou korelaci mezi změnami v ionosféře a připraveností na zemětřesení, což by umožnilo krátkodobé předpovědi.
Podobně zemětřesení předcházejí lokální modifikace magnetického pole (ve velmi nízkých frekvencích), které byly pozorovány například 8. srpna 1993 během zemětřesení na ostrově Guam (totéž pro zemětřesení v roce 1989 v Loma Prieta , o síle 7,1 Podle společnosti Fraser-Smith a kol. V roce 1994 by k detekci fluktuací magnetického pole ULF před velikostí zemětřesení bylo zapotřebí sítě konvenčních detektorů magnetického pole rozmístěných na mřížce, jejíž velikost ok by byla menší než 100 km. větší než 7, ale supravodivé gradiometry magnetického pole by mohly nabídnout větší citlivost a rozsah.

Tyto optická vlákna jsou již běžně používají ropné a plynárenské společnosti (jejich vrozených nečistot, včetně „virtuální senzor“  : na konci vlákna, za „vyšetřovatel“ elektronické vysílá laserový puls a analyzuje světlo, které odrazí (zpětného rozptylu); zpětného rozptylu časové anomálie znamenají, že se vlákno protáhlo nebo smrštilo (k čemuž dochází při vystavení blízké seismické vlně nebo indukovaným vibracím). Podle B. Biondiho (geofyzik na Stanfordské univerzitě) může jediný „vyšetřovatel“ zvládnout 40 kilometrů vlákna a ovládají virtuální senzor každé dva metry, miliardy takových senzorů jsou již přítomny v telekomunikačních linkách rozptýlených po celém světě, které by proto mohly být použity k detekci jemných anomálií a zlepšení seismické predikce, zejména rozlišením vln P (které cestují rychleji ale malé poškození) z vln S (pomalejší a způsobující více) poškození). Původně se věřilo, že by měly být přilepeny na pevný povrch nebo zapuštěny do betonu, ale v poslední době se ukázalo, že svazky volných vláken umístěné v jednoduché plastové trubce jsou dostatečné. Informace jsou průměrné kvality, ale lze je získat na velkých plochách a za nízkou cenu.

Poznámky a odkazy

  1. François Michel, Skály a krajina, odrazy historie Země , Paříž, Berlín, Orléans, BRGM edice, 2005, ( ISBN  978-2-7011-4081-0 ) , s.  74 .
  2. Milan Zacek, Building seismic: seismic risk, seismic design of buildings, Regulations , Editions Parenthèses,1996, str.  5.
  3. Grégory Quenet, Zemětřesení v 17. a 18. století , Éditions Champ Vallon,2005( číst online ) , s.  337.
  4. Tento interval opakování pravidelných poruch odhadují současní geologové měřením koseismického posunu v terénu během „charakteristického zemětřesení“ (zemětřesení, jehož amplituda může být největší) a průměrné rychlosti posunu poruchy z pozorování povrchových trhlin vytvořené během každého zemětřesení. Seismické mezery odpovídající dlouhým nepřítomnostem aktivit v seismické zóně.
  5. GK Gilbert, „Teorie zemětřesení ve Velké pánvi, s praktickou aplikací,“ Am. J. Sci. 3. ser. 27, 1884, str.  49-53 .
  6. (in) HF Reid, The Mechanics of the Earthquake, The California Earthquake of April 18, 1906, Report of the State Investigation Commission , Vol.2, Carnegie Institution of Washington, Washington Publication 87, 1910, 192 str.
  7. (in) Wayne Thatcher, John B. Rundle, „Model pro cyklus zemětřesení v oblastech pod tlakem,“ Journal of Geophysical Research , sv.  84,10. září 1979, str.  5540 –5556.
  8. (in) John Charles Lynch, modely konečných prvků cyklů zemětřesení ve zlých poruchových zónách Strike-slip , University of California,2002, str.  5.
  9. (in) WF Brace, JD Byerlee, „  stick-slip as a Mechanism for Earthquakes  “ , Science , sv.  153, n O  3739,26. srpna 1966, str.  990-992 ( DOI  10.1126 / science.153.3739.990 , číst online ).
  10. (en) Andy Ruina, „Modelování skalního tření. Experimentální výsledky a konstitutivní rovnice “, Journal of geophysical research, sv.  84, n O  b5,10. května 1979, str.  2161 -2168.
  11. (in) James H. Dieterich  (in) , „Brief nestability and state variable variable friction,“ Journal of Geophysical Research, vol.  88, n o  b12,10. prosince 1983, str.  10359-10370 .
  12. Göran Ekström, Meredith Nettles a Victor C. Tsai, sezónnost a rostoucí frekvence grónských glaciálních zemětřesení  ; Science 2006-03-24; str.  1756-1758 ( shrnutí ).
  13. EOST vzdělávací dokumenty; kategorie zemětřesení Kategorie zemětřesení .
  14. Zemětřesení. Planète Terre, Laval University, Quebec Earthquakes .
  15. Charles Pomerol, Yves Lagabrielle, Maurice Renard a Stéphane Guillot, Prvky geologie , Dunod ,2011, str.  334.
  16. Bomby mohly způsobit otřesy , 6. března 2002.
  17. Hubert Bruyère, „  ložisko Lacq je původem zemětřesení tohoto pondělního rána v Béarn  “, La République des Pyrénées ,25. dubna 216( číst online ).
  18. Seismologická pozorování, seismicita Francie v letech 1971 až 1979 , francouzský centrální seismologický úřad, Štrasburk, 1983.
  19. (en) Kimberly S. Cartier, „  Naše seismická sluneční soustava  “ , Eos , sv.  100, n o  9,10. září 2019( DOI  10.1029 / 2019EO132609 ).
  20. EOST vzdělávací dokumenty; velikost zemětřesení Velikost zemětřesení .
  21. EOST vzdělávací dokumenty; Intenzita zemětřesení Intenzita zemětřesení .
  22. Pascal Bernard ( IPGP ), Proč se Země třese? , EDP ​​Sciences , 2003 ( ISBN  978-2868836298 ) (strana 265).
  23. Jean-François Cliche, „  Země se bude i nadále otáčet ...  “ , na lesoleil.com ,24. července 2016(zpřístupněno 18. prosince 2020 ) .
  24. IPGP, „  Zemětřesení v Sendai v Japonsku  “ , na ipgp.fr , Institut de Physique du Globe de Paris (přístup 18. prosince 2020 ) .
  25. Jonathan Parienté, „  Od zemětřesení v Chile se dny zkrátily  “ , na sciences.blog.lemonde.fr ,2. března 2010(k dispozici na 1 st prosinec 2017 ) .
  26. Jean-Baptiste Feldmann, „  Po zemětřesení v Japonsku se Země točí rychleji  “ , na futura-sciences.com ,18. března 2011(zpřístupněno 17. prosince 2020 ) .
  27. (fr) „  Zemětřesení v Chile změnilo zemskou osu  “ , na http://www.cyberpresse.ca/ ,2. března 2010(zpřístupněno 3. března 2010 )
  28. (in) „  Chilské zemětřesení mohlo zkrátit dny Země  “ na http://www.nasa.gov/ ,1 st 03. 2010(zpřístupněno 5. března 2010 )
  29. „  Zemětřesení: osa Země se posunula o 10 cm  “ , na nouvelleobs.com ,12. března 2011(zpřístupněno 17. prosince 2020 ) .
  30. (in) Podrobnější vysvětlení LiveScience; viz také Chandlerova oscilace .
  31. pařížské observatoře, „  Existuje vliv na rotaci zemské historického zemětřesení v Japonsku?  » , Na obspm.fr ,11. března 2011(zpřístupněno 18. prosince 2020 ) .
  32. van Camp, M., „  Svobodné oscilace Země  “ , Bulletin Belgické společnosti pro astronomii, meteorologii a fyziku světa , na harvard.edu ,2001(zpřístupněno 18. prosince 2020 ) .
  33. EOST vzdělávací dokumenty; seismické vlny Seismické vlny .
  34. „Japonské megakřesení: co víme“ , New Scientist , článek Michaela Reillyho, vedoucího redaktora technologie, 11. března 2011, 17:22 GMT (1722 GMT, 11. března 2011), odkaz .
  35. http://www.jma.go.jp/jma/en/News/2011_Earthquake_01.html .
  36. (in) „  Situace v oblasti škod a policejní protiopatření spojená s okresem Tohoku 2011 - při zemětřesení v Tichém oceánu - 8. září 2011  “ , na www.npa.go.jp (Národní policejní agentura v Japonsku) (přístup k září 8, 2011 ) .
  37. Prozatímní rozvaha.
  38. Zemětřesení u Indonésie .
  39. Rekvalifikace na velikost zemětřesení, web USGS (United States Geological Survey) Odkaz USGS-1957 .
  40. Silné zemětřesení zasáhlo ruský Dálný východ, cítil se až k Moskvě .
  41. Zemětřesení v Chile: milion lidí vysídlených strachem z tsunami “ .
  42. [1] .
  43. [2] .
  44. Jean Demangeot , "přirozené" prostředí na světě , Paříž, Armand Colin, 10 th  Edition, 2002 ( ISBN  978-2-200-34608-9 ) , str.  101 .
  45. K zemětřesení došlo 28. července v 03:42 místního času. Obecně je ale odkazem na původní čas zemětřesení čas UTC, a proto 27. července bereme v úvahu rozdíl 8 hodin.
  46. „Zemětřesení o síle 7,2 stupně zasáhlo Čínu“ na Chicago Tribune , 20. 3. 2008, [ číst online ] .
  47. François Michel, Skály a krajina, reflexe dějin Země , Paříž, Belin, Orléans, brgm editions, 2005, ( ISBN  978-2-7011-4081-0 ) , s.  74 .
  48. Emanuela Guidoboni , Jean-Paul Poirier , Když se Země třásla , Odile Jacob ,2004( číst online ) , s.  30.
  49. Jean-Paul Poirier , Země, matka nebo nevlastní matka? , Flammarion ,1998, str.  17.
  50. (in) Charles Richter, „  Přijetí medaile seismologické společnosti v Americe  “ , Bulletin seismologické společnosti v Americe , sv.  67, n o  1,1977, str.  1244.
  51. Zpráva francouzského Národního shromáždění - zemětřesení a pohyby půdy , kap. 3.
  52. (in) Gemma Cremen a Carmine Galasso, „  Včasné varování před zemětřesením: Nedávné pokroky a vyhlídky  “ , Earth-Science Reviews  (in) , sv.  205,červen 2020Bod n o  103 184 ( DOI  10,1016 / j.earscirev.2020.103184 ).
  53. http://www.dinosoria.com/animal_seisme.htm .
  54. Khilyuk LF, Chilingar GV, Endres BL, Robertson JO (2000) Migrace plynu; události před zemětřesením . Butterworth-Heinemann, Woburn, Massachusetts, 389 s.
  55. Pulinets, S., a Uzunov, D. (2011). Litosféra - Atmosféra - Model spojování ionosféry (LAIC) - Jednotný koncept pro validaci prekurzorů zemětřesení . Journal of Asian Earth Sciences, 41 (4), 371-382.
  56. (in) LM Jones, „  Predikce zemětřesení: interakce veřejné politiky a vědy  “ , Proc. Natl. Acad. Sci. , sv.  93, n o  9,30.dubna 1996, str.  3721-3725.
  57. Monitorování zemětřesení, tsunami a vulkanické činnosti, Japonská meteorologická agentura , Tokio, část Predikce a informační služby pro zemětřesení Tokai .
  58. A. PAWULA, 1997: Příspěvek k vysvětlení anomálií radonu 222 v přírodním prostředí. Pohled geologa. Seminář SUBATECH, Nantes School of Mines, Laboratoř subatomární fyziky a souvisejících technologií.
  59. M. Singh, M. Kumar, RK Jain a RP Chatrath, Radon v podzemní vodě související se seismickými událostmi  ; Radiační měření, svazek 30, číslo 4, srpen 1999, strany 465-469 doi: 10,1016 / S1350-4487 (99) 00049-9 ( abstrakt ).
  60. Cudgel, M; Richon, P; Perrier, F; Avouac, JP; Sabroux, JC., 1999 Vyzařování radonu a variace elektrického potenciálu spojené s přechodnou deformací v blízkosti jezer . Nature, 399: (6732) 137-141. ( Shrnutí ).
  61. Ionosférické prekurzory zemětřesení , Sergey Pulinets, Kirill Boyarchuk, Springer, 2004, ( ISBN  978-3-540-20839-6 ) .
  62. Slivinsky, Terekhov a Liperovsky 2009 .
  63. (in) Antony C. Fraser Smith , „  Ultralow-Frequency Magnetic Fields Preceding Large Earthquakes  “ , Eos, Transaction American Geophysical Union , sv.  89, n o  23,3. června 2008, str.  211–211 ( DOI  10.1029 / 2008EO230007 , číst online , přistupováno 28. října 2020 )
  64. (en) Masashi Hayakawa , Ryusuke Kawate , Oleg A. Molchanov a Kiyohumi Yumoto , „  Výsledky měření magnetického pole ultra nízkofrekvenčního během zemětřesení na Guamu dne 8. srpna 1993  “ , Geophysical Research Letters , sv.  23, n o  3,1 st 02. 1996, str.  241–244 ( DOI  10.1029 / 95GL02863 , číst online , přístup 28. října 2020 )
  65. (in) AC Fraser-Smith , PR McGill , RA Helliwell a OG Villard , „  Měření ultra nízkofrekvenčního magnetického pole v jižní Kalifornii během zemětřesení Northridge ze dne 17. ledna 1994  “ , Geophysical Research Letters , sv.  21, n o  20,1 st 10. 1994, str.  2195–2198 ( DOI  10.1029 / 94GL01984 , číst online , přístup 28. října 2020 )
  66. Tekla S. Perry, Přeměna sítě optických vláken na obrovský senzor zemětřesení ,19. října 2017, konzultoval 21. října 2017.
  67. Věda, vaše kabely z optických vláken mohou snímat zemětřesení , zveřejněno dne19. října 2017.

Podívejte se také

Bibliografie

Související články

externí odkazy