Microséisme

Les microséismes sont détectés sans difficultés et mesurés par le sismographe à large bande, et peuvent être enregistrés n'importe où sur Terre.

Fonction de densité de probabilité de densité spectrale de puissance (échelle de couleur à droite) pour 20 ans de données de vitesse sismique à composante verticale continue enregistrées à Albuquerque, Nouveau-Mexique par la station ANMO du Consortium IRIS / USGS Global. Réseau sismographique. Les limites haute et basse sont des limites de bruit représentatives pour les sismographes déployés dans le monde entier. Les lignes pleines et pointillées indiquent la médiane et le mode de la fonction de densité de probabilité, respectivement.

L'océanographe allemand Klaus Hasselmann[5] a d'abord exposé les détails du mécanisme primaire en donnant une expression mathématique simple de la source de microséismes dans le cas particulier d'un fond marin à pente constante. Cependant, pour expliquer les amplitudes de microséismes observées, cette pente constante doit être assez importante (environ 5 % ou plus), ce qui n'est pas réaliste. En réalité, les caractéristiques topographiques du fond à petite échelle n'ont pas besoin d'être aussi abruptes et la génération de microséismes primaires est probablement le résultat d'un processus d'interaction onde-onde dans lequel une onde est fixée, le fond marin. Pour mieux visualiser ce phénomène, il est plus facile d'étudier la propagation des vagues sur une topographie de fond marin sinusoïdale. Ce modèle peut facilement se généraliser à une topographie de fond marin présentant des oscillations autour d'une profondeur moyenne[10].

Interférence des vagues océaniques avec une topographie de fond fixe. Ici, les ondes de période 12 s interagissent avec les ondulations du fond de 205 m de longueur d'onde et 20 m d'amplitude dans une profondeur d'eau moyenne de 100 m. Ces conditions donnent lieu à un modèle de pression sur le fond qui se déplace beaucoup plus vite que les vagues de l'océan, et dans la direction des vagues si leur longueur d'onde L₁ est plus courte que la longueur d'onde du fond L₂, ou dans la direction opposée si leur longueur d'onde est plus longtemps, ce qui est le cas ici. Le mouvement est exactement périodique dans le temps, avec la période des vagues océaniques. La grande longueur d'onde dans la pression du fond est 1/(1/L₁ − 1/L₂).

Un fond marin réel, qui a un large spectre d'aspects, génère des ondes sismiques avec toutes les longueurs d'onde et dans toutes les directions.

L'interaction de deux trains d'ondes de surface de fréquences et de directions différentes génère des groupes d'ondes. Quand les vagues se propagent presque dans la même direction, cela donne les ensembles habituels de vagues qui se déplacent à la vitesse du groupe, qui est plus lente que la vitesse de phase des vagues de l'eau (voir l'animation). La vitesse de groupe avoisine 10 m/s pour des vagues océaniques habituelles avec une période d'environ 10 secondes, .

Dans le cas d'une direction de propagation opposée, les groupes se déplacent à une vitesse beaucoup plus grande, qui est maintenant 2π(f₁ + f₂)/(k₁ − k₂) avec k₁ et k₂ les nombres d'ondes des ondes d'eau en interaction.

Groupes de vagues générés par des vagues de même direction. La courbe bleue est la somme du rouge et du noir. Dans l'animation, regardez les crêtes avec les points rouges et noirs. Ces crêtes se déplacent avec la vitesse de phase des vagues d'eau linéaires, et les groupes de grandes vagues se propagent plus lentement (Animation)

Pour les trains d'ondes présentant une très faible différence de fréquence (et donc de nombre d'ondes), ce schéma de groupes d'ondes peut avoir la même vitesse que les ondes sismiques, entre 1 500 et 3 000 m/s, et exciter des modes acoustico-sismiques qui rayonnent.

Groupes de vagues générés par des vagues de directions opposées. La courbe bleue est la somme du rouge et du noir. Dans l'animation, regardez les crêtes avec les points rouges et noirs. Ces crêtes se déplacent avec la vitesse de phase des vagues d'eau linéaires, mais les groupes se propagent beaucoup plus rapidement (Animation)

Le mouvement des vagues océaniques en eau profonde est, en première approximation, équivalent à une pression appliquée à la surface de la mer pour les ondes sismiques et acoustiques[5]. Cette pression est presque égale à la densité de l'eau multipliée par le carré de la vitesse orbitale des vagues. En raison de cette puissance de deux, ce n'est pas l'amplitude des trains d'ondes individuels qui importe (ligne rouge et ligne noire sur les figures), mais l'amplitude de la somme, les groupes d'ondes (ligne bleue sur les figures).

Les vagues océaniques réelles sont composées d'un nombre infini de trains d'ondes et il y a toujours une certaine énergie se propageant dans la direction opposée. De plus, parce que les ondes sismiques sont beaucoup plus rapides que les ondes d'eau, la source de bruit sismique est isotrope : la même quantité d'énergie est dégagée dans toutes les directions. En pratique, la source d'énergie sismique est la plus forte lorsque des quantités importantes d'énergie d'onde se déplacent dans des directions opposées et interagissent. Ce phénomène se produit lorsque la houle d'une tempête rencontre des vagues ayant la même période provenant d'une autre tempête[6], ou lorsque des ondes se réfléchissent près de la côte.

L'implantation géologique d'une station sismique à terre peut éclairer sur l'état de la mer grace au bruit capté. Elle peut recevoir les informations dans un rayon de quelques centaines de kilomètres, comme en Californie centrale, ou d'un bassin océanique complet comme à Hawaï[11]. Pour comprendre les données du bruit, il est donc nécessaire de comprendre la propagation des ondes sismiques.

Les ondes de Rayleigh constituent la majeure partie du champ microsismique secondaire. L'eau et les particules terrestres solides sont déplacées par les ondes lorsqu'elles se propagent, et la couche d'eau joue un rôle très important dans la définition de la célérité, de la vitesse de groupe et du transfert d'énergie des ondes de l'eau de surface aux ondes de Rayleigh. La génération d'ondes de Love de microséisme secondaire se produit lorsqu'il y a une conversion de mode d'onde sismique, causée par la présence d'une bathymétrie non plane, c'est-à-dire des irrégularités dans le fond marin et l'homogénéité de la vitesse des ondes sismiques à l'intérieur de la Terre[12].

• Microbarom
• Séisme
• Bruit sismique
• Vague

• (en) Cet article est partiellement ou en totalité issu de l’article de Wikipédia en anglais intitulé « Microseism » (voir la liste des auteurs).

Sources

• (en) Richard C. Aster, Daniel E. McNamara et Peter D. Bromirski, « Multidecadal climate-induced variability in microseisms », Seismological Research Letters, vol. 79, n^o 2,‎ mars/avril 2008, p. 194–202 (ISSN 1938-2057, DOI 10.1785/gssrl.79.2.194, lire en ligne [PDF], consulté le 17 avril 2023)
• (en) Junkee Rhie et Barbara Romanowicz, « Excitation of Earth's continuous free oscillations by atmosphere–ocean–seafloor coupling », Nature, vol. 431, n^o 7008,‎ septembre 2004, p. 552–556 (ISSN 1476-4687, PMID 15457256, DOI 10.1038/nature02942, Bibcode 2004Natur.431..552R, résumé, lire en ligne [PDF], consulté le 17 avril 2023)
• (en) B. Gutenberg, « On microseisms », Bulletin of the Seismological Society of America, vol. 26, n^o 2,‎ 1^er avril 1936, p. 111–117 (ISSN 1943-3573, DOI 10.1785/BSSA0260020111).