Introducere … … … … 3 [620266]

Cuprins

Introducere ………………………….. ………………………….. ………………………….. ………………… 3
1. Noțiuni generale ………………………….. ………………………….. ………………………….. …….. 4
1.1 Caracteristici generale ale exploziilor nucleare. ………………………….. ………………… 4
1.2 Diferenț e între exploziile nucleare si cutremure ………………………….. …………………. 7
1.3 Efectele seismice ale exploziilor nucleare ………………………….. ………………………. 11
1.4 Efectele Geologiei ………………………….. ………………………….. ………………………….. 12
2. Magnitudinea evenimentelor seismice ………………………….. ………………………….. .. 12
2.1 Istoric, domeniu de aplicare și limitări ale conceptului de magnitudine ……………. 12
2.2 Reguli generale și proceduri pentru determinarea magnitudinii ……………………… 14
2.3 Magnitudinea undelor de suprafață ………………………….. ………………………….. …… 18
2.4 Magnitudinea undelor volumice ………………………….. ………………………….. ………… 20
3. Studiu de caz ………………………….. ………………………….. ………………………….. ……….. 23
3.1 Localizarea și prezentarea exploziei nucleare ………………………….. …………………. 23
3.2 Achiziția datelor ………………………….. ………………………….. ………………………….. …. 24
3.3 Procesarea datelor și prezentare rezultatelor ………………………….. ………………….. 26
3.3.1 Calculul Magnitudinii Undelor de suprafață (Ms) ………………………….. ………… 27
3.3.2 Calculul magnitudinii undelor de volum (mb) ………………………….. …………….. 31
Concluzii ………………………….. ………………………….. ………………………….. ………………….. 35
Bibliografie ………………………….. ………………………….. ………………………….. ………………. 36

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

3
Introducere

Obiectivul lucră rii îl reprezintă determinare a magnitudinii exploziei nucleare din
Coreea de Nord din data de 03.09.2017 , cu ajutorul programului PITSA , pe baza
înregistrărilor la stațiile seismologice românești si europene.
Explozia nucleară din Core ea de Nord a avut loc prin detonarea unei bombe cu
hidrogen , fiind a șasea ca număr , în poligonul nuclear de testare, și cea mai puternică
explozie detonată până în prezent. Undele seismice r ezultate în urma testului nuclear
au fost înregistrate la nivel mondial, acestea fiind rapid detectate atât în Core ea de Sud,
cât și în Japonia, ambele state confirm ând că a fost un test nuclear.
Observa țiile seismologice sunt printre pu ținele modalit ăți de a afla dacă un stat
dezvoltă arme nucleare. Pe baza datel or seismice (unde seismice) cercetătorii reușesc
să localizeze explozi i și cutremur e, analiza formelor de undă permițându -le să facă
diferența dintre cele două tipuri de evenimente. Prin studiere a datelor seismologice se
poate face o estimare despre mărimea unei explozi i. Acest lucru nu este simplu,
deoarece modul în care undel e seismice se raportează la puterea explozivă a bombei
depind e foarte mult de locul exact în care a avut loc testul și adâ ncime a la care s -a
produs . Ceea ce este cert , este faptul că explozia din data de 03.09.2017 este mult mai
puternică decât bombele aruncat e peste Hiroshima și Nagasaki. NORSAR, centrul
norvegian de monitorizare seismică, estimează că explozia din Coreea de Nord a fost
echivalentă cu detonarea a circa 120 de kilotone de TNT (TriNitroToluen) . Bombele
aruncate peste Hiroshima și Nagasaki în 1945 au avut 15 , respectiv 20 de kilotone.
Pentru atingerea obiectivului lucrării au fost parcurse mai multe etape specifice
pentru în țelegerea termenului de „explozie nucleara” din punct de vedere sei smologic.
Printre aceste etape enumer ăm :
 Prezentarea e xploziilor nucleare (Capitolul 1 .1) – În acestă etapă au fost
prezentate caracteristici generale ale exploziilor n ucleare , descrierea și
înțelegerea procesului de explozie;
 Prezentarea diferențelor dintre exploziile nucleare și cutremurele natural e
(Capitolul 1 .2) – În capitolul 1 .2 au fost prezentate principalele diferențe dintre
caracteristicile cutremurelor naturale și carcateristicile exploziilor nucleare ;

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

4
 Efectele seismice ale e xploziilor nucleare (Capitolul 1 .3) – În etap a acesta s -au
prezentat posibilele pagu be care pot să apar ă în urma unei ex plozii nucleare și
efectele lor;
 Magnitudinea eve nimentelor seismice (Capitolul 2 ) – În acest capitol au fost
prezentate principalele tipuri de magnitudine și principalele proceduri utilizate
pentru determinarea ei.
După parcurgerea acestor etape a urmat prealucrarea datelor pentru atingerea
obiectivului ș i pentru teoreti zarea rezultatelor (Capitolul 3 ).

1. Noțiuni generale

1.1 Caracteristici generale ale exploziilor nucleare.

O explozie, în general, rezultă din eliberarea foarte rapidă a unei cantitați mari de
energie într -un spațiu limitat. Acest lucru este valabil pentru un exploziv convențional de
mare intensitat e, cum ar fi TNT, precum si pentru o ex plozie nucleară (sau atomică),
deși energia este produsă în moduri diferite. Energia eliberată în detonarea unui
exploziv nuclear este suficientă pentru a tra nsforma explozivul solid în stare gazoasă,
gazul fiind la o temperatură de milioane de grade și o presiune de milioane de
atmosfere.
Eliberarea bruscă a energiei determină o creștere considerabilă a temperaturii și
a presiunii, astfel încât toate materiale le preze nte să fie transformate în gaze
comprimate fierbinți. Deoarece aceste ga ze se află la temperaturi și presiuni foarte
ridicate, ele se exti nd rapid și genereaz ă o und ă de presiune , numit ă „undă de șoc”
(shock wave) în mediul înconjurător: aer, apă s au pământ. Caracteristica un ei „unde de
șoc” este aceea că există (în mod ideal) o creștere bruscă a presiunii in față, cu o
scădere treptată în spatele aceste ia, așa cum se arata in figura 1 .1. O und ă de șoc în
aer este denumit ă în general „ undă de explozie” deoarece seamănă și este însoțit ă de
un vânt foarte puternic. În apă sau în sol, totuși, se folosește termenul „șoc”, deoarece
efectul este ca cel al unui impact brusc. (Glasstone and Dolan, 1977)
Exploziile nucleare sunt similare cu tipurile de explozii convenționale, în măsura
în care acțiunea lor distructivă se datorează, în principal, exploziilor sau șocurilor. Pe

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

5
de altă parte, există câteva diferențe de bază între exploziile nucleare și cel e
convenționale. În primul rând , exploziile nucl eare pot fi mult mai puternice decât cele
mai mari detonări convenționale. În al doilea rând, pentru eliberarea unei anumite
cantități de energie, masa unui exploziv nuclear este mult mai mic ă decât cea a unui
exploziv conven țional. Prin urmare, în primul caz, există o cantitate mult mai mic ă de
material disponibil . În al treilea rând, temperaturile atinse într -o explozie nucleara sunt
mult mai ridicate decât într -o explozie convențională și o proporție destul de mare a
energiei este emisă sub formă de lumi nă și căldură, denumită în general „radiație
termică”.

Figura 1.1 Variația presiunii cu dinstanța într -o „undă de șoc ” ideal ă
După cum s -a menționat mai sus, o explozie produce eliberarea foarte rapidă a
unei cantități mari de energie. În cazul unei explozii convenționale, această e nergie
provine din rearanjarea î n materia constituent ă a materialul ui exploziv, de exemplu
atomii de hidrogen, carbon, oxigen și azot din TNT. Într -o explozie nucleară, pe de altă
parte, energia este produsă prin redistribu irea sau recombinarea protonilor și a
neutronilor din nucleele atomice. Ceea ce se numește în mod obișnuit energia atomică
este, strict, energia nucleară, deoarece rezultă din interacțiunea nucleară specială. De
asemenea, din același motiv, bombe le atomice sunt numite și arme nucleare. Forța
dintre protoni i și neutroni i din nucleele atomice este mai mare decât cea dintre atomi ca
întreg; în consecință, energia nucleară are un ordin de magnitudine mult mai mare
decât energia convențională atunci când sunt luate în considerare masele egale.
(Adushkina and Vadim, 1993).

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

6
Sunt cunoscute multe procese nucleare, dar nu toate acestea sunt însoțite de
eliberarea energiei. Cerința de bază pentru eliberarea energiei este aceea c a masa
totală a speciilor care in teracționează trebuie să fie mai mare decât cea a produsului
(sau produselor) rezultat al reacției. Există o echivalență definită între masă și energie și
când o scădere a masei are loc într -o reacție nucleară, există o eliberare a unei anumite
cantități d e energie legată de scăderea maselor. Aceste schimbări de masă reprezintă
într-adevăr o reflectare a diferenței dintre forțele din diferitele nuclee. Este o lege
fundamentală a naturii că transformarea oricărui s istem, în care constituenții sunt ținuți
împreună de forțe mai slabe , într-unul în care forțele sunt mai puternice, trebuie să fie
însoțită de eliberarea energiei și o scădere corespunzătoare a masei (Formula lui
Einstein : varia ția de energie este egala cu varia ția de mas ă inmul țită cu pătratul vit ezei
luminii : E=mc2).
În plus față de necesitatea ca procesul nuclear să fie unul în care să existe o
scădere netă a masei, eliberarea energiei nucleare în cantități suficiente pentru a
provoca o explozie necesită ca reacția să poată să se reproducă după ce a început.
Două tipuri de interacțiuni nucleare pot satisface condiții le pentru producerea unei
cantități mari de energie într -un timp scurt. Ele sunt cunoscute sub numele de "fisiune"
și "fuziune". Primul proces are loc cu unele dintre nucleele cele mai grele (numărul
atomic ridicat), în timp ce fuziunea, la cealaltă extrem itate, implică unele dintre cele mai
slabe nuclee (număr atomic scăzut).
Fenomenele imediate asociate cu o explozie nucleară, precum și efectele șocului
și exploziilor, radiațiile termice și nucleare, variază în funcție de localizarea punctului de
deton are în raport cu suprafața Pământului. În scopuri descriptive, se disting patru tipuri
de detonari , deși pot apărea în practică si situa ții intermediare .
Principalele tipuri sunt :
 Explozi i în aer;
 Explozii subacvatice;
 Explozii subterane;
 Explozii de suprafață.
Aproape instantaneu, în momentul unei explozii nucleare se formează o masă
intensă, caldă și lumin oasă , de formă sferică, numită "minge de foc". O "explozie
aerian ă" este definită ca una în care bomba explodează deasupra Pământului sau a

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

7
apei, la o înălțime suficienta astfel încât „mingea de foc” să nu atingă suprafața
Pământului. Aspectele cantitative ale unei explozieii în aer depind de înaltimea reală a
exploziei, precum și de randamentul său energetic, dar fenomenele generale sunt la f el
în toate cazurile. Aprope toată energia șocului apare ca o explozie a eriana , deși daca
explozia are loc destul de aproape de suprafață, va exista și un șoc la sol.
Într-o explozie subterană, cea mai mare parte a energie șocului exploziei apare
ca un șo c subteran sau subacvativ, dar o anumită proporție, cu cât adâncimea exploziei
este mai mică, scapă si produce o explozie în aer. O mare parte din radiația termică si
radiația nucleară inițiale vor fi absorbite la o distanță mică față de explozie. (Boardma n,
1970 )

1.2 Diferenț e între exploziile nucleare si cut remure

Există multe diferențe între cutremure și explozii; cele de interes în această
lucrare sunt diferențele în conținutul energetic relativ al diferitelor tipuri de unde elastice
generate de ac este două tipuri de evenimente.
Două tipuri de unde elastice pot fi propagate într -un corp soli d izotropic, omogen,
solid: unde longitudinale sau P și unde de forfecare sau S. Dacă o sursă de undă finită,
tridimensională (de ex. o explozie) este perfect sferică, se genereaza numai undele P;
dacă nu, ambele unde P și S sunt produse. Observațiile în apropierea exploziilor
nucleare subterane indică faptul că în general sunt produse unde P și relativ puține
unde S , sus ținând ideea c ă astfel de explozii sunt sferice. În schimb, cutremurele
produc, în general, unde S puternice, precum și unde P, indicând că geometria surselor
de cutremur nu este sferică. Desigur, trebuie amintit faptul că Pământul nu este omogen
și că conversi a parțială a undelor P în unde S și invers este asociată cu reflexii și
refracții ale undelor elastice prin diferite neomogenități sau pe anumite limite . În cazul
unei neomogenități importante, suprafața liberă a Pământului, undele P și S
interacționează cu suprafața în așa fel încât genere ază unde Rayleigh (R) și (în con diții
speciale de stratificare) și unde Love (L). Spre deosebire de undele P și S care se
deplasează într -un corp elas tic (de aici termenul de unde de volum ), mișcările undelor R
și L sunt concentrate aproape de suprafaț a terestra , deci se numesc unde de suprafaț ă.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

8
Aceste patru tipuri de unde , inclusiv modurile de mișcare a particulelor în raport cu
direcțiile de propagare a und elor, sunt ilustrate în figura 1.2 .

Figura 1.2 . : Cele paturi tipuri de undă (Rodean,1982 )
În comparație cu cutremurele tectonice, durata procesului sursă de explozii și
timpul de creștere până la nivelul maxim al deplasării este mult mai scurt (milisecunde
în comparație cu secundele până la câteva minute) și mai impulsiv . În consecință,
explozii le generează mai multe oscilații frecvente decât in cazul cutremurelor medii cu
același nivel de frecvență. Amplitudinea este influențată de mărimea sursei de energie
și de viteza cu care este eliberată aceasta . Cutremurele își eliberea ză energia intr-un
volum mare de rocă, rup erea fac ându-se de-a lungul unei falii ce poate atinge câtiva
kilometri (sau mai mult) , cu o viteză de aproximativ 3 kilometri pe secundă. Aceste
efecte măresc amplitudinea relativă a undelor de lungă durată. Într -o explozie,
eliberarea rapidă a energiei într-o regiune limitată produce unde volumice de
amplitudine relativ înalt a si frecven țe ridicate, iar unde le de suprafață au uzual
amplitudini inferioare.
Principala metodă seismică de a distinge cutremurele de exp lozii la distanțe de
mii de kilometri este aceea de a compara magnitudinea undelor de suprafață (Rayleigh)
cu magnitudinea undelor de volum (P). Această metodă de diferențiere a celor două
tipuri de eveni mente este ilustrată în figura 1 .3. Este evident că cutremurele tind să
producă semnale cu unde Rayleigh semnificativ mai puternice decât explozii cu aceeași

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

9
magnitudine a undelor. Aceasta poate fi o consecință a exploziilor care produc unde S
relativ slabe și, prin urmare, unde slabe Rayle igh, după cum arată studiul teoretic cu
două funcții sursă diferite de Alterman și Abramovici. (Alterman and Abramovici,1965)
Mijloacele de știri adesea declară că fie un cutremur sau o explozie (în special o
explozie cu randament ridicat) au avut o anumit ă magnitudine a undelor de volum (de
exemplu 5), având tendința de a crea impresia eronată că o explozie de magnitudinea 5
generează la fel de multa energie ca un cutremur cu magnitudinea 5. Nu este adevarat.
Astfel de date de magnitudine indică doar faptu l că semnalele undei P de la ambele
tipuri de evenimente de magnitudine 5 sunt comparabile . După cum se indică în
paragraful precedent, exploziile nucleare tind să producă unde S și Rayleigh mult mai
slabe decât cutremurele cu magnitudine mb (magnitudinea undelor volumice)
comparabil a. Ca o consecință, energia undelor seismice asociată cu un cutremur de o
magnitudine dată este de cel puțin zece ori mai mare decât o explozie de magnitudine
egală. Prin urmare, o explozie de magnitudinea 5 nu are același poten țial pentru a
provoca, prin mișcarea la sol, deteriorarea și rănirea, precum un cutremur cu
magnitudinea 5.

Figura 1 .3 : Diferențierea cutremurelor tectonice de exploziile nucleare

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

10
Ca un model care a rezultat din studii, cercetătorii au decis să facă studii
detaliate ale undelor seismice din explozii și cutremure care au loc în aceeași zonă
pentru a confirma rezultatul. În acest fel, cercetătorii vor examina posibilitatea oricăror
diferențe de tip seismic care ar putea fi atribuite diferențelor în formațiunile geologice de
la locurile de testare și în zonele de cutremur. Una dintre zonele selectate pentru studiul
detaliat a fost regiunea din jurul insulei Amchitka din Insulele Aleutin e, locul testului
nuclear subteran Long Shot, care a fost efectuat pe 29 octombrie 1965. Douăzeci și
nouă de cutremure care au avut loc în aceeași zonă în perioada martie 1963 –
octombrie 1965 au fost, de asemenea, studiate în detaliu. Explozia a generat u nde de
volum de magnitudine 6.1 (calculata din logaritmul în baza 10 a amplitudin ii) și undele
de suprafață corespunzatoare unei magnitudin i de numai 3.9. Un cutremur care
produce unde de volum de magnitudine 6.1 ar fi de așteptat să aibă unde de suprafață
corespunzatoare unei magnitudin i de 5.7, adică de aproximativ 60 de ori mai mari decât
cele observate pentru explozie. Dimpotrivă, cele mai multe dintre cele 29 de cutremure
(cu valori mb variind de la 7,0 la 4,5) au generat unde de suprafață cu amplitudi ni foarte
apropiate de cele așteptate. Cercetarea a fost susținută de Agenția Proiectelor de
Cercetare Avansată, Biroul de Cercetări Științifice al Forțelor Aeriene, Biroul de
Cercetare al Armatei din S.U.A. și Societatea Americană de Chimie. Acest studiu a fost
efectuat pentru a face distincția între explozii și cutremure , fiind important în elaborarea
unui sistem eficient de detectare considerat necesar înainte ca semnatarii Tratatului de
interzicere a testelor nucleare să poată discuta extinderea pactului pentru a include
testele subterane.
O a doua modalitate de a face distincția între originile undelor elastice este de a
analiza datele colectate de mai multe stații în ceea ce este cunoscut sub numele de
"Soluție instantanee a tensorului moment se ismic ". Prin efectuarea acestui calcul,
seismologii urmăresc undele elastice înapoi la originea lor. Acest lucru nu numai că
identifică locația precisă a focarului, ci și mecanismul forț elor care produc ruperea
inițial a a rocilor. În timpul unui cutremur, roca se fractur ează prin forfecare, ceea ce
duce la mișcarea rapidă laterală pe cele d ouă flancuri ale faliei. In cazul explozie i,
originea este practic într-un punct din care undele elastice se deplasează concentric
spre exterior.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

11
1.3 Efectele seismice ale exploziilor nucleare

Atât cutremurele cât si exploziile nucleare generează unde seismice care pot fi
detectate la mii de kilometrii distrantă. Din anii 1960 până în 1990, o explozie nucleară
subterană a fost efectuată în fiecare saptămână. Acesta a f ost m odul în care națiunille
și-au testat armele nucleare și le -au cerificat ca fiind pregătite pentru desfășurare.
Seimologia a fost printre pu ținele modalitaț i de a afla dacă o putere străină dezvoltă
arme nucleare. Oamenii de știință folosesc datele sei smice (unde seismice) d e la stațiile
de monitorizare ca să localizeze explozi ile sau cutremur ele și să determine diferenț ele
dintre cele doua. De exemplu, dacă undele seismice sunt generate foarte adânc în
interiorul Pământului, ele pot fi provocate numai de un cutremur. De asemenea,
exploziile nu generează unde de suprafată seismice foarte puternice, prin urmare
undele de suprafată puternice (cele care provoacă cele mai mari daune clădirilor)
trebuie să provină de la un cutremur natural. Există trei surse principale de semnale
seismice din explozii nucleare subterane . Primul și cel mai semnificativ este explozia în
sine. Al doilea este prăbușirea coșului de fum sau coamă care implică ruperea a tone
de rocă. A treia pare să fie o consecință a exploziei ce provoacă anumite schimbări in
structurile de rocă.
Exploziile sunt î n mare parte antropogene, adică controlate ș i făcute de om, cu
locația și timpul sursei cunoscute. Cu toate astea, pot apărea si explozii naturale foarte
puternice în combinație cu erupții le vulcanice sau cu impactul unui meteorit.
Exploziile folosite in Seismologie pentru investigarea crustei au randamend de la
câteva kilograme la tone de TNT ( Trinitrotoluen; 1 kt TNT = 4.2 × 1012𝐽). Acest lucru
este suficient pentru a pr oduce unde seismice care pot fi î nregistrate de la km până la
sute de km distanță. Exploziile nucleare subterane de kt pana la Mt TNT pot fi
înregistrate seismo logic chiar ș i la nivel mondial.
Cutremurele și mișcările produse de explozii pot provoca o mare varietate de
daune ale propri etăților, de la catastrofe (eșecul structural major) până la deranjantul lor
(tencuială sau zidărie). Posibilitatea unei catastrofe nu poate fi trecută cu vederea; de
exemplu, integritatea structurală a digurilor de umplere a pământului a fost
îngrijorătoare în evaluarea siguranței evenimentelor Gasbuggy și Rulison. Cu toate
acestea, principalele daune asociate cu explozii nucleare până în prezent implică
amenințări arhitecturale minore, nu deteriorări structurale majore.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

12
1.4 Efectele Geologiei

Geologia afectează generarea, propagarea și recepția undelor seismice. Adică,
anumite proprietăți fizice și chimice ale diferitelor tipuri de rocă au influențe asupra
undelor seismice. S-a observat de zeci de ani că daunele cauzate de un cutrem ur dat
tind să fie mai grave pentru zonele aflate pe umpluturi sau pe depozite de aluviuni decât
pe roci tari. De curând a devenit evident , în ultimul deceniu de testare nucleară
subterană , că mișcarea seismică este, de asemenea, o funcție puternică a geol ogiei din
jurul explozivului (sau "transmițătorului").
Pe înregistrariile seismografelor, undele seismice se succed sau se suprapun.
Viteza lor de propagare si amplitudinea lor sunt modificate de catre structurile geologice
pe care ele le traverseaza de aceea, semn alele înregistrate sunt combinaț ia de efecte
legate de sursa, de mediul de propagare si de caracteristicile instrumente lor de masură .

2. Magnitudinea evenimentelor seismice

2.1 Istori c, domeniu de aplicare și limitări ale conceptului de
magnitudine

Noțiunea de magnitudi ne a fost introdusa de Richter î n 1935, fiind de finită ca
logaritmul ze cimal al amplitudinii maxime (măsurată î n microni : 1 μ = 10−6 m) pe
înregistrar ea cutremurului efectuată cu un instrument standard situat la 100 km de
epicentru. Instrumentul este un seismograf Wood -Anderson cu perioada lib eră de 0.8
secunde, amplificare statica (statical magnification) de 2800 si coeficientul de atenuare
(damping coefficient) de 0.8. Pentru cutremure situate la adâncimi intermediare sau
adânci ș i / sau la alte distanț e epic entrale, trebuie aplicate corecț ii. Spre deosebire de
intensitatea sei smică „I”, care se bazează pe evaluare și clasificarea distrugerilor și a
percepțiilor umane, depinzâ nd de distanța de la sursă, magnitudinea „M” folosește
măsurătorile instrumentale ale mișcarii solului corectate pentru dis tanța epicentrală și
adâncimea sursei. Caracteristicile standardizate ale instrumentului au fost inițial utilizate
pentru a evita efectele instrumentale asupra estimărilor. Astfel s -a sperat că M ar putea
oferi un număr unic pentru a măsura mărimea cutremurului care este legată de energia
seismică eliberată.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

13
Mărimea orig inală Richter , „ML” , s-a bazat pe amplitudinile maxime măsurat e în
înregistrările de deplasare din rețeaua standardizată de seismometrul Wood -Anderson
(WA) din sudul Californiei, care a fost potrivit pentru clasificarea seismelor locale în
acea regiune. Gutenberg si Richter (1936) si Gutenberg (1945) au extins apoi c onceptul
de magnitudine astfel încât să fie aplicabil măsurătorilor de mișcare a solului din
înregistrările seismografice pe perioade medii si lungi ale undelor de suprafață (Ms) s i
undelor de volum ( mb).
Fiind o măsura a energiei degajate în focar, magnit udinea unui cutremur ar trebui
să fie aceeași indiferent de stația și de metoda prin care a fost calculată. În practică
apar însa diferențe, datorate nu numai erorilor sau condițiilor locale ci si tipului de
magnitudine utilizat. Î n momentul de față , magni tudinea ce tinde să se impuna este Mw,
furnizată pentru eveniment ele cu magnitudini mai mari decât, 5 de că tre grupul CMT
Harvard (precum și de alte agenț ii), împreuna cu localizarea și soluț ia de mecanism de
focar respective.
În figura 2 .1 este prezentată o nomogramă ș i modul de luc ru clasic pentru
determinarea simultană a distanței epicentrale ș i a magnitudin ii unui cutremur
superficial, folosind întregistrarea undelor P ș i S (metoda P -S). (Hanyga, 1984)
Se parcurg urmatoarele etape :
 Se determină difer ența timpilor de sosire ai undelor P și S de pe seismogramă
(în exemplu diferența este de 24 secunde) ;
 Se determină amplitudinea maximă (de obiciei în trendul undelor S; în exemplu,
valoare este de 23 mm) ;
 Folosind scara din s tânga nomogr amei, diferența de timp de 24 secunde se
transformă în distanța epicentrală de 210 km ;
 Valoarea de 24 secunde de pe scara din stânda cu valoarea de 23 mm de pe
scara din dreapta și obținem magnitudinea aproximativa de 5.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

14

Figura 2 .1 : Nomograma pentru dete rminarea distanței epicentrale ș i a magnitudinii
locale prin metoda S-P (Hanyga, 1984 )

2.2 Reguli generale ș i proceduri pentru determinarea magnitudinii

Magnitudinea poate fi determinată din ecuaț ia de baza prin citirea raportului
(𝐴
𝑇)𝑀𝑎𝑥 pentru undele de vol um sau pentru und ele de suprafaț a pentru care sunt
disponibile funcții de calibrare fie pentru înregistrar ile vertical (V) ș i / sau orizontale (H).
Dacă perioada măsurată este dintr -o seis mogramă înregistrată de un instrument al
cărui răspuns este deja proporț ional cu viteza, atunci măsurarea poate f i determinată
direct din amplitudinea maximă a traiectoriei acestei unde cu o corecție doar pentru
viteză.
În măsurarea amplitudinii (A) si p erioadei (T ) din seismograme pentru
determinarea magnitudinii și raportarea acestora centrelor de date naționale sau

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

15
internaționale trebui e să se respecte următoarele instrucțiuni prezentate în Manual of
Seismological Observatory Practice ( Willmore, 1979) , precum și recomandările IASPEI
Commission on Practice :
 Amplitudinea unui semnal seismic pe o înregistrare este definit ă ca cea mai mare
deformare a trendului de la linia de bază a înregistrarii (Fig. 2 .2);
 Pentru mai multe faze, î n particular pentru undele de suprafată, oscilațiile
înregistrate sunt mai mult sau mai puțin simetrice față de linia zero. În acest caz
amplitudinea trebuie măsurată direct de la linia de bază;
 Perioada este măsurate în secunde între cele doua vârfuri ve cine sau unde
amplitudinea a fost măsurată (Fig. 2 .2);
 În majoritatea programelor de calcul pentru analiza seismogramelor digitale,
măsurarea perioadei și amplitudinii se face automat dupa marcarea p oziției pe
înregistrare unde A și T ar trebui determinate ;
 Măsurătorile amplitudinii si perioadei pe component a vertical ă (Z) sunt cele mai
importante. Dacă sunt disponibile si componentele orizontale, citirile din ambele
înregi strări trebuie facute simultan ;
 Sunt preferate intrumentele de b andă largă (broadband ) pentru mă surarea
amplitudinii ș i a perioadei ;
 În cazul undelor P și S, măsuratorile ar trebuie să fie luat e în primele 25 s și,
respectiv 40-60 s, dar în cazul cutremurelor foarte mari acest interval poate să fie
prelungit la mai mult de 1 minut.

Figur a 2.2 : Masurarea Amplidudinii si Perioadei

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

16
Principalele tipuri de magnitudine ( după National Earthquake
Information Center) :
 Magnitudinea moment – Mw, ( Hanks and Kanamori, 1979) .
Mw = (2/3) log Mo – 10.7 (2.1)
Mo – scalarul tensorului moment seismic in dyne -cm.
 Magnitudinea energeiei radiate – Me (Choy and Boatwricht, 1995) .
Me = (2/3) log Es – 2.9 (2.2)
Es – energia seismică radiată în Newton -meters ;
Me – este calculată din date seismice de fr ectvență înaltă și este o măsură a
potențialului seismic destructiv.
 Magnitudinea undelor de suprafață – Ms (IASPEI )
Ms = log (A/T) + 1.66 log D + 3.3 (2.3)
A – amplitudinea maximă a terenului î n micron observată pe component a vertical ă (Z) a
înregistrării undelor de suprafață cu perioade în domeniul 18 <= T <= 22 secunde;
D – este distanța epicentrală în grad e, în domeniul 20° <= D <= 160°.
În cazul acestei magnitudini nu se utilzează corecții de adâncime și, în general,
nu se calculează pentru adâncimi mai mari de 50 km. Valorile Ms raportate reprezintă
media unor valori calculate pe baza raportă rilor de amp litudine și perioadă la diverse
stații. Ms este o estimare mai bună decât magnitudine Mb în c azul cutremurelor
superficiale.
 Magnitudinea unelor volumice – mb (Gutenberg and Richter, 1956)
mb = log (A/T) + Q (D,h) (2.4)
T – perioada în secunde este restrânsă la domeniul 0.1 <= T < = 3.0, caracteristic
undelor P;
A – amplitudinea în mironi, nu este obigatoriu valoarea maximă în trendul undelor P, dar
trebuie aso ciată perioadei corespunzătoare;
Q – este o funcție de distanța (D) si de adâncimea (h ), D >= 5°.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

17
 Magnitudinea undelor volumice calculate pe baza undelor Lg – mbLg
(Nuttli, 1973 )
mbLg = 3.75 + 0.90 log D + log (A/T) pentru 0.5° <= D <= 4° (2.5)
mbLg = 3.30 + 1.66 log D + log (A/T) pentru 4° <= D <= 30° (2.6)
A – amplitudinea în microni;
T – perioada în secunde calculat ă pe înregistrare a vertical ă a terndului de unde Lg ;
D – distanța în grade.
 Magnitudinea locală – ML ( Richter, 1935 )
ML = log A – log Ao (2.7)
A – amplitudinea maximă î n milimetrii înregistrată pe un seismog raf standard de scurtă
perioadă;
Log Ao – corecț ie pentru distanțe (<= 600 km).
 Magnitudinea duratei – MD ( Lahr et al., 1972; Lee, 1973 )
o Cutremure intermediare :
MD = 2 log ô –1.15 + 0.007 h + 0.0035 D (2.8)
o Cutremure normale :
MD = 2 log ô –0.87 + 0.0035 D (2.9)
Ô – este “durata” cutremurului în secunde;
h – adâncimea în km;
D – distanța epicentrală î n km.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

18
2.3 Magnitudinea undelor de suprafață

Magnitudinea undelor de suprafață a fost dezvoltată de Gutenberg (1945) ș i se
bazează pe măsurarea amplitudinilor maxime de deplasare a mișcării orizontale a
solului pe trendul undelor de suprafață la perioade de aproximativ 20 secunde.
Valoarea maximă a undelor de suprafață corespunde în m od obișnuit fazei Airy, un
minim local în curba de dispersie a vitezei de grup a undelor de suprafată Rayleigh care
rezultă din existența unui strat de viteză redusă în mantaua superioară.
𝐌𝐬=𝐋𝐨𝐠 𝐀𝐇𝐦𝐚𝐱 (∆)+𝛔𝐬(∆) (2.10)
σS (Δ) reprezinta o funcție de calibrare care este inversa unei relații A – Δ
determinată semi -empiric, scalată la un eveniment de Ms = 0. Formula Gutenberg
aplicată între 20 ° ≤ Δ <130 ° distanță epicentrală, este :
Ms = log A + 1.656 log Δ° + 1.818 (2.11)
Unde Δ ° este în grade si A in μm.
Relația lui Gu tenberg a fost dezvoltată în co ntinuare de oamenii de știință din
Europa de Est. Soloviev (1955) a propu s folosirea î n locul Amax a vitezei maxime a
particulelor solului Vmax = 2π (A / T)max , deoarece acesta din urmă este mai stâns
legată de energia sei smică. Mai mult decât atât (A/ T)max reprezintă, de asemenea, o
mai mare variabilitate a perioadelor în care undele de suprafață au cele mai mari
amplitudini, în funcție de distanța de deplasare, de structura crustei dar și de adâncimea
și magnitudinea sursei. În final, măsurarea (A/T)max permite estimări de magnitudine
destul de stabile într-o gama mai l argă de distanțe decât relația Gutenberg care
necesită citirea numai a perioadelor de aproximatic 20 secunde.
Pe baza observațiilor timpurii de aces tip, Soloviev și Shebalin (1957) si Karnik
(1956), o echipă de cercetători din Moscova si Praga propune o nouă funcție de
calibrare a Ms (Karnik et al., 1962, Vanek et al., 1962 ) :
Ms = log (A/T)max + σS (Δ) = log (A/T)max + 1.66 log Δ + 3.3. (2.12)
Acest ă relație este aplicabilă la dinsta nțe epicentrale de 2 ° <Δ < 160 ° , pentru
surse care au o adâncime mai mică de 60 km și pentru măsurarea amplitudinii undelor
de suprafață cu perioade mai mari de 3s. În cadrul ședinței de la Zürich, în 1967,

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

19
IASPEI Committee on Magnitudes a recomandat utilizarea formulei ”Moscova -Praga
1962”ca standard pentru determinarea magnitudii undelor de suprafață.
Recomandarea de a folosi formula „Moscova -Praga” ca standard pentru
calcularea Ms a fost , în general, acceptată de comunitatea seismologică globală.
Totuși după cum a subliniat Bor mann et al. (2009) , au existat greșeli și declarații
greșite în publicațiile altor autori despre limita de distanță și limita de perioadă care ar
trebui să se folosească în acestă formula. De aceea agențiile americane au decis să
folosească acestă formulă doar pentru teleseisme și pentru măsurarea amplitudinii doar
în intervalul 18 -22 secunde, în conformitate cu formula original ă și cu recomandările
facute de Gutenberg.
În China , valorile Ms au fost determinate conform ambelor concept e (2.10 , 2 .12)
. Acest lucru a oferit grupului IASPEI/CoSOI oportunitatea de a compara datele
măsurate pe aceleași stații ale Rețelei Naționale de Seism ologie din China.
Rezultateale publicate de Bormann et al. (2007), au scos în evidența similitudini și
diferențe a valorii Ms, astfel IASPEI a propus două standarde pentru a calcula valoarea
Ms :
Ms_20 = log10(A/T) + 1.66log10Δ + 0.3 , (2.13)
Unde A reprezinta amplitudinea maxim ă (faza Airy) a componentei vertical e măsurată
în nm pentru unda de suprafată cu perioada intre 18 -22 s.
Δ = distanța epicentrală în grade, 20° ≤ Δ ≤ 160°”.
Ecuația (3.13) este echivalentă cu cea propusă de Vaněk et al. (1962), dar aici
este aplicată mișcărilor pe vertical într -o perioadă ma i scurtă.
Ms_BB = log10(Vmax/2π) + 1.66 log10Δ + 0.3 , (2.14)
Unde Vmax reprezintă viteza de deplasare în nm/s asociată cu amplitudinea maxima a
undei de spurafață pe component vertical. Perioada T trebuie să satifacă condiția 3 s <
T < 60 s iar distanța epicentrală măsurată în grade să respecte condiția 2 ° ≤ Δ ≤ 160 °
.( P. Bormann, M. Baumbach et al., 2002)

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

20
2.4 Magnitudinea undelor volumice

Gutenberg (1945) a dezolvat de relație de magnitudinea pentru undele volumice
în intervalul de timp de la 0.5 s până la 12 s :
mb = log (A/T)max + Q(Δ, h), (2.15)
Unde Q este o funție de distant ă (Δ) și adâncime (h)
Gutenberg si Rich ter (1956) au publicat un tabel (Fig. 2.3 ) cu valorile Q (Δ)
pentru observațiile de undă P, PP si S pentru componenta verticală cât si pentru cea
orizontală pentru seismele de mica adâncime, precum si digrame (Fig 3.4 a-c) în care
sunt reprezentate valori pentru Q. Valorile pentru corecția Q sunt valabile doar atunci
când A este determinate în micron i. (P. Bormann et al., 2002)

Figura 2 .3 : Valori Q ( Gutenberg and Ri chter , 1956)

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

21

Figura 2 .4a : Diagrama valorilor Q pentru PZ ( Gutenberg and Ri chter, 1955 )

Figura 2 .4b : Diagrama valorilor Q pentru PPZ ( Gutenberg and Ruchter, 1955)

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

22

Figura 2 .4c : Diagrama valorilor Q pentru SH ( Gutenberg and Ruchter 1955)

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

23
3. Studiu de caz

3.1 Localizarea și prezentarea exploziei nucleare

Explozia nucleară a avut loc in Coreea de Nord, în partea de nord a statului, în
regiunea Hamgyŏng -bukto (Fig. 3 .1). Explozia a avut loc prin detonarea unei bombe cu
hidrogen ce s -a testat în data de 3 septembrie 2017 , aceasta reprezintă al șaselea test
nuclear din Coree a de Nord .
Undele seismice rezultate în urma testului nuclear au fost înregistrate la nivel
mondial, acestea fiind rapid detectate atât în Cor eea de Sud, cât și în Japonia, ambele
state confirmand că a fost un test nuclear.

Figura 3 .1: Localizarea exploziei nucleare
Sursa : https://earthquake.usgs.gov

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

24
3.2 Achiziția datelor

Datele au fost descarcate de pe site -ul International Seismological Centre
(www.isc.ac.uk ) ce reprezintă un buletin de căutare pentru toate evenimentele seismice
(cutremure, explozii chimice și nucleare, explozii minate și evenimente induse de
exploatări miniere) . Pe ace st site sunt colectate datele de la angenții din întreaga lumea
și sunt utilizate de mii de seismologi la nivel mondial pentru estimarea hazardului
seismic, pentru studii tectonice și pentru imagistica regională și globală a structurii
Pământului.
Au fost descărcate datele pentru stațiile romanesti (Tabelul 3 .1) și pen tru cele
europene ( Tabelul 3 .2) pentru a putea calcula magnitudinea evenimentului seismic .
Datele descărcate cuprind informații despre parametrii seismologici ai exploziei
nucleare.

Tabelul 3 .1 Stațiile seismice românești
Stație Latitudine Longitudine Localitate
ARR 45.3675 24.6336 Argeș
BMR 47.6736 23.49604 Baia Mare
BUR01 47.61469 25.21669 Bucovina
BUR05 47.61869 25.22089 Bucovina
BUR32 47.633 25.1805 Bucovina
BZS 45.6167 21.6167 Buziaș
CJR 46.7133 23.5981 Cluj-Napoca
DEV 45.8833 22.9033 Deva
DRGR 46.79161 22.71111 Tinca, Bihor
GHRR 46.0605 27.408 Râușor, Deva
GZR 45.3933 22.7767 Gura Zlata
HERR 44.881 22.416 Herculane
HUMR 44.5281 24.9804 Humele
ICOR 44.1168 27.8009 Ion Corvin
LOT 45.4481 23.7397 Lotru
MDVR 44.7815 21.7128 Moldovița
MLR 45.49089 25.945 Muntele Roșu
PLOR 45.8512 26.6498 Plostina
PLOR1 45.852 26.6466 Plostina
PLOR2 45.8502 26.6437 Plostina
PLOR3 45.854 26.6455 Plostina
PLOR4 45.8512 26.6498 Plostina
PLOR5 45.8455 26.6635 Plostina
PLOR6 45.842 26.6416 Plostina
PLOR7 45.8603 26.6405 Plostina
SIRR 46.2675 21.65969 Siria
SULR 44.6785 26.25511 Surlari
TESR 46.51181 26.64889 Tescani
VOIR 45.43711 25.04961 Sătic

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

25

Tabelul 3 .2 : Stațiile seismice europene

Figura 3 .2 : Localizare stațiilor seismice românești
Sursă : Google Earth
Stație Latidudine Longitudine Localizare
AQU 42.35389 13.40194 Italia
ARPR 39.0929 38.3356 Turcia
BLY 44.7488 17.1839 Bosnia și Hețegovina
DIVS 44.09824 19.99171 Serbia
IDI 35.288 24.89 Grecia
ISP 37.8226 30.5221 Turcia
MILM 46.9186 28.8127 Moldova
PDG 42.4302 19.2553 Muntenegru
TIP 39.17861 16.75831 Italia
VLC 44.15939 10.38639 Italia
WDD 35.8373 14.5242 Malta
VTS 42.618 23.235 Bulgaria

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

26

Figura 3 .3 : Localizarea stațiilor seismice europene
Sursă : Google Earth

3.3 Procesarea datelor și prezentare rezultatelor

Pentru procesarea da telor s -au folosit mai multe programe :
 Pentru extragerea răspunsului intrumental s -a folosit programul rdseed ;
 Programul a2a pentru conversia în formatul ASCII cerut de PITSA ;
 Pentru evaluarea magnitudinii exploziei nucleare s -a folosit pachetul
PITSA cu ajutorul caruia pot fi calculate ma i multe tipuri de magnitudine
(ML, MWA, mb, M s, Mw) ;
 Programul TauP pentru calculul timpilor de s osire î n scopul identificarii
diverselor unde pe seismograme.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

27
3.3.1 Calculul Magnitudinii Undelor de suprafață (Ms)

Pentru calculul magnitudinii Ms în cazul evenimentului 03.09.2017 C oreea de
Nord înregistrat la stația WDD (Malta), s -au parcus următoarele etape :
 S-a extras răspunsul instrumental cu programul rdseed, rezultând fisierul
RESP.GE.WDD.BHZ . Acest fișier este denumit „Fișier de răspuns al
instrumentului” sau „fișier de calibrare” , fiind un fișier text ASCII care
codifică răspunsul de frecvenț ă al sistemului de întregistrare într -unul din
cele trei formarte ( FAP, PAZ, FIR). Răspunzul intrumental s -a extras doar
pentru canalul Z deoarece de acesta avem nev oie pentru calcul
magnitudinii;
 Cu ajutotul programului a2a, am convertit formatul SAC_ASCII re zultat din
aplicarea rdseed intrv-un format utilizabil de catre programul PITSA ;
 Pe trasa originală s-a eliminat offset -ul ( PITSA : Routine Tools – Baseline
Correction – Offset Removal ) și a rezultat trasa 1 (Figura 3.4) pe baza
căreia s -a calculat magnitudinea Ms ;
 Pentru a putea calcula magnitudinea Ms, s-au tranformat valorile trasei
din count în m/s , amplificând trasa cu inversul amplificării. „Amplificarea”
instrumentului se gaseste pe linia 476 din fisierul creat cu programul
rdseed . ( PITSA : Utilities – Trace Utiliies – Single Chanell Utilities – ax +
b , luând a – inversul amplificarii și b=0) ;
 S-a calculat distanța epicentrală în km, fiind ut ilizată în formula de calcul a
Ms ;
 S-au identificat vizual undele d e suprafață (Figura 3.4) și s-a selectat unda
cu amplitudinea maximă (Fig.3 .5). S-a folosit facilitatea PITSA propriu –
zisă pentru calculul Ms : Routine Tools – Magnitude – Surface Magnitude
( Fig. 3 .6) .
Formula de calcul folosită pentru calcularea valorii Ms :
Ms = log (A/T) + 1.66 log D + 3.3 (3.1)

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

28

Figura 3 .4 : Trasa 1, Identificarea undelor de suprafață

Figura 3 .5 : Calcularea amplitudinii și introducerea distanței epicentrale

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

29

Figura 3 .6 : Determinare Ms

Valorea magnitudinii Ms pentru stația WDD (Malta) , după cum se observa în
figura 3.6, este de 5.8 33496, adica Ms=5.8 (se raportează la o zecimală)
Etapele de mai sus au fost parcurse pentru fiecare stație rezu ltând urmatoarele
valori ale magnitudinii Ms . Acestea sunt reprezentate în cele două tabele de mai jos
(Tabelul 3.3a , Tabelul 3 .3b).

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

30

Tabel 3 .3a : Valorile Ms pentru stațiile românești

Tabelul 3 .3b : Valorile Ms pentru stațiile europene
Stație Localizare Distanța epicentrală [km] Ms
AQU Italia 8704.2285 5.9
ARPR Turcia 7329.8574 5.3
BLY Bosnia și Hețegovina 8300.4443 5.7
DIVS Serbia 8186.33984 5.5
IDI Grecia 8527.5712 5.1
ISP Turcia 7960.4262 5.3
MILM Moldova 7456.1259 5.9
PDG Muntenegru 8355.5127 5.4
TIP Italia 8757.9511 5.3
VLC Italia 8724.6112 5.7
WDD Malta 9161.322 5.8
VTS Bulgaria 8098.652 5.7
Valoarea medie 5.55

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

31
3.3.2 Calculul magnitudinii undelor de volum (mb)

Pentru calculul magnitudinii mb s-au folosit în principiu aceleași etape ca în cazul
calculului Ms, doar că de data aceasta apare o corecție (Q) în formula de calcul,
corecție ce depinde de distanța epicentrală și de adâncimea evenimentului. Valorile
pentru termenul Q au fost determinate de Gutenberg si Rich ter (1956). Ei au publicat un
tabel (Fig. 2 .3) cu valorile Q (Δ) pentru observațiile de undă P, PP si S pentru
componenta verticală cât si pentru cea orizontală pentru seismele de mica ad âncime,
precum si digrame (Fig 2 .4a-c) în care sunt reprezentate valori pentru Q. Valorile
pentru corecția Q sunt valabile doar atunci când A este determinat ă în microni. (Vezi
capitolul 2. 4)
Valoarea mb a fost calculată în PITSA astfel :
 S-au indentificat visua l undele volumice, mai exact unda P (Figura 3 .7),
selectându -se amplitudinea ce mai mare (Figura 3.8);
 S-a folosit facilitatea PITSA propriu -zisă pentru calculul Ms : Routine Tools
– Magnitude – Body Wave Magnitude ( Figura 3 .8);
 Acționând butoanele mo use-ului conform indicațiilor de pe ecran s -a
obtinut v aloarea m b (Figura 3 .9) .
Formula de calcul folosită pentru calcularea valorii mb :
mb = log (A/T)max + Q(Δ, h) (3.2)

Figura 3 .7 : Identificarea undelor de volum, Unde P

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

32

Figura 3 .8 : Calculul amplitudinii, Introducerea corecției Q

Figura 3 .9 : Calculul m b pentru stația WDD

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

33

Corecția Q a fost introdusă în cazul de față pentru stația WDD, aceasta fiind
diferită pentru fiecare stație. Pentru stația WDD valoare Q este de 6.9, dupa cum se
observă și în figura de mai sus.
Dupa cum se observă în figura de mai sus, valoarea mb pentru stația WDD este
de 6.756997, adică mb = 6.8 (se rapoartează la o zecimală) .
Etapele de mai sus au fost parcurse pentru fiecare stație rezultând urmatoarele
valori ale magnitudinii mb . Acestea sunt reprezentatea în cele doua tabele de m ai jos
(Tabelul 3.4a , Tabelul 3 .4b) .

Tabelul 3 .4a : Valoare mb pentru Stațiile românești

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

34

Tabelul 3 .4b : Valoare mb pentru stațiile europene

În urma procesării datelor și facând media între valorile obținute prin observarea
stațiilor românești si euro pene a rezultat Ms = 5.5 și mb = 6.6 .
După cum se observă , valoare magnitudinii Ms este ma i mica decat cea a
magnitudinii mb, acest lucru fiind specific explozii lor. În cazul cutremurelor naturale,
magnitudinea undelor de suprafață este foarte apropiată de magnitudinea undelor
volumice, chiar mai mare.
Pe baza rezultatelor putem spune că magnitudinea exploziei nucleare din Coree
de Nord este de 6.6, acesta fii nd magnitudinea undelor de volum (mb).

Stație Localizare Q(Δ, h) mb
AQU Italia 6.9 6.84
ARPR Turcia 7 6.55
BLY Bosnia și Hețegovina 6.8 6.06
DIVS Serbia 6.9 6.59
IDI Grecia 6.9 6.6
ISP Turcia 6.9 6.28
MILM Moldova 7 6.28
PDG Muntenegru 6.9 6.23
TIP Italia 6.9 6.2
VLC Italia 6.9 6.51
WDD Malta 6.9 6.75
VTS Bulgaria 6.9 6.75
Valoare medie 6.47

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

35
Concluzii

Datele din testele nucleare au fost și sunt o sursă importantă pentru
numeroasele strudii ce investighează structura 1D ș i 3D a Pământului. Spre deosebire
de cutremurele tectonice, locația exactă și timpul de producere a acestor explozii sunt
adesea cunoscute cu preciazie, fiind în mare par te antropogene, acestea fiind foarte
utile în investigare a structurii Pământului. Aceste studii se fac pe baza propagării
undelor elastic e, în special pe baza vitezei de propagare a undei P.
În urma prelucrarii datelor seismologice, magnitudinea exploziei din data d e
3/09/2017 din Coreea de Nord are valoare me die de 6.6 . Aceasta valoare reprezintă
magnitudinea undelor de volum ( mb). Magnitudinea determinată în cazul undelor de
suprafță (Ms) este de 5.6 în cazul acestui eveniment.
Cutremurul provocat în urma testulul nuclear din Coree de Nord nu a fost unul
devastator, acesta s -a simtit doar in regiune de nord a Coreei de Nord. Chiar dacă
valoare a magnitudinii este una mare, cutremurul nu a devastator deoarece acesta a fost
provocat de o explozie nucleară. În cazul unui cutremul natural cu aceiași magnitudine,
pagubele ar fi fost altele, poate chiar mai devastatoare. Principalele daune asociate cu
exploziile nucleare până în prezent implică amenințări arhitecturale minore, nu
deteriorări structurale majore.
În conținutul lucrarii au fost enumerate diferențele dintre un cutremul natural si
unul provocat de o explozie, cu ajutorul caro ra seismologii pot face diferența , astfel
dacă într -o regiune se fac teste nucleare, acestea putând fii indentificate și localizate.
Seismogramele sunt informații de bază despre cutremure, explozii chimice și
nucleare,cutremure induse de exploatări miniere și alte eveni mente generatoare de
unde seismice. Acestea reflect ă înfluența sursei seismice, traiectoria propagării,
zgomotul ambiental în locul întregistrării. În consecintă, cunoștințele noastre despre
seimicitate, scructura Pământului și diferite tipuri de surse sei smice sunt în principal
rezultatul analizei și interpretării seismogramelor. Cu cât intepretarea seismogramelor
este mai completă cu atât înțelegerea structurii Pământului, a surselor seismice și
procesel or ce le genereaza este mai bună.

Facultatea de Geologie și Geofizică Universitatea din București

36
Bibliografie

 BBINKLEY, S. R . , Jr., and KIEKWOOD, J. G., "Theo ry of th e Propagation of
Shock Waves," Phys. Rev. 71, 608 (1947) ; 73,1109 (1947).
 B. Hutenberg and C. F. Richter, 1942. Earthquake magnitude, Intensity, Energy
and Acceleration (Secound Paper).
 Brode, H .L., 1968. Review of Nuclear Weapons Effects, Annual Review of
Nuclear Science .
 C. R. Boardman, Engineering Effects of Underground Nuclear Explosion.
Symposium on Engineering With Nuclear Explosives, Vol.1 , January 1970, Las
Vegas, Nevada.
 C. Romney, and W. Helterbran, "Progress and Promise in the Study of the Earth
Using Nuclear Explosives/ in Proc. Third Plowshare Symp., U. S. Atomic Energy
Commission, TID -7 965, 1964.
 D. E. Rawson, D. R. Stephens and E. M. Lilley, J. T. Cherry and F. L. Petersen,
Under ground Nuclear Effeccts. Symposium on Engineering With Nuclear
Explosives, Vol.1 , January 1970, Las Vegas, Nevada.
 Howard C. Rodean, Explosion -produced Ground Motion : Tehnical Summary
with Respect to Seismic Hazards, 1982. Lawrence Radiation Laboratory,
University of California Livermore, California 94550
 H. C. Rodean, Explosion -Produced Ground Motion: Technical Summary with
Respect to Seismic hazards. Symposium on Engineering With Nuclear
Explosives, Vol.2 , January 1970, Las Vegas, Nevada.
 H. Ferrieux, Compressional Seismic Waves Recorded During Underground
Nuclear Expplosion Tests in Hoggar. Symposium on Engineering With Nuclear
Explosives, Vol.2 , January 1970, Las Vegas, Nevada.
 Hiroo Kanamari, Gerald Schubert, Volume 4 : ”Earthqake Seismology” ,
California Institute of Technology, Pasaderna, CA, USA.
 O. Dahlman and H. Israelson, Monitoring Nuclear Explosions (Elsevier:
Amsterdam,1977).
 P. Bormann, E.R. Engdahl and R. King , 2002. New Manual Of Seismological
Observatory Practice, Chapter 2: Seismic Wav e Propagation and Earth Models.
 P.Bormann, M. Baumbach, G. Block, H. Grosser, G.L. Choy and J. Boatwringht,
2002. Seismic Sources and Source Parameters. New Manual of Seismological
Observatory Practice, Chapter 3: Seismic Sources and Source Parameters.
 Samuel Glasstone, Philip J. Dolan, 1977, The Effects of Nuclear Weapons.
 Science & Global Security, 1993, Volume 3, pp.289 -309. Teleseismic Monitoring
of Underground Nuclear Explosions at the Nevada Test Site from Borovoye,
Kazakhstan.
 TATLOE, G. I., "The Formation of a Blast Wave by a Very Intense Explosion,"
Proc. Roy. Soc., A 201,159,175 (1950).
 V. V. Adushkin, and V.A. An, Seismic Observation and Monitoring Underground
Nuclear Explosions at the Borovoye Geophysical Observatory, Bulletins of the
USSR Ac ademy of Science, Earth Physics 12, 1990