Un séisme ou tremblement de terre est une secousse du sol résultant de la libération brusque d'énergie accumulée par les contraintes exercées sur les roches. Cette libération d'énergie se fait par rupture le long d'une faille, généralement préexistante. Plus rares sont les séismes dus à l'activité volcanique ou d'origine artificielle (explosions par exemple). Le lieu de la rupture des roches en profondeur se nomme le foyer, la projection du foyer à la surface est l'épicentre du séisme. Le mouvement des roches près du foyer engendre des vibrations élastiques qui se propagent, sous la forme de trains d'ondes sismiques, autour et au travers du globe terrestre. Il produit aussi un dégagement de chaleur par frottement, au point de parfois fondre les roches le long de la faille (pseudotachylites).
Il se produit de très nombreux séismes tous les jours mais la plupart ne sont pas ressentis par les humains. Environ cent mille séismes sont enregistrés chaque année sur la planète. Les plus puissants d'entre eux comptent parmi les catastrophes naturelles les plus destructrices. La grande majorité des séismes se produisent à la limite entre les plaques tectoniques (séismes interplaques) de la terre, mais il peut aussi y avoir des séismes à l'intérieur des plaques (séismes intraplaques).
La science qui étudie ces phénomènes est la sismologie (pratiquée par les sismologues) et l'instrument de mesure principal est le sismographe (qui produit des sismogrammes). L'acquisition et l'enregistrement du signal s'obtiennent dans une station sismique regroupant, outre les capteurs eux-mêmes, des enregistreurs, numériseurs et antennes GPS, pour le positionnement géographique et le temps.
Conséquences d'un séisme à Mexico.
Vue panoramique de San Francisco après le tremblement de terre et l'incendie de 1906.
Les séismes dans le monde de 1963 à 1998
Caractéristiques principales
Épicentre, hypocentre (foyer) et faille
L'hypocentre ou foyer sismique peut se trouver entre la surface et jusqu'à sept cents kilomètres de profondeur (limite du manteau supérieur) pour les événements les plus profonds.
Les trois grands types de failles
Quatre catégories de tremblements de terre
Un tremblement de terre est une secousse plus ou moins violente du sol qui peut avoir quatre origines : rupture d'une faille ou d'un segment de faille (séismes tectoniques) ; intrusion et dégazage d'un magma (séismes volcaniques) ; « craquements » des calottes glaciaires se répercutant dans la croûte terrestre ; explosion, effondrement d'une cavité (séismes d'origine naturelle ou dus à l'activité humaine). En pratique on classe les séismes en trois catégories selon les phénomènes qui les ont engendrés :
Séismes tectoniques
Les séismes tectoniques sont de loin les plus fréquents et dévastateurs. Une grande partie des séismes tectoniques a lieu aux limites des plaques, où se produit un glissement entre deux milieux rocheux. Ce glissement, localisé sur une ou plusieurs failles, est bloqué durant les périodes inter-sismiques (entre les séismes), et l'énergie s'accumule par la déformation élastique des roches. Cette énergie et le glissement sont brusquement relâchés lors des séismes. Dans les zones de subduction, les séismes représentent en nombre la moitié de ceux qui sont destructeurs sur la Terre, et dissipent 75 % de l'énergie sismique de la planète. C'est le seul endroit où on trouve des séismes profonds (de 300 à **5 kilomètres). Au niveau des dorsales médio-océaniques, les séismes ont des foyers superficiels (0 à 10 kilomètres), et correspondent à 5 % de l'énergie sismique totale. De même, au niveau des grandes failles de décrochement, ont lieu des séismes ayant des foyers de profondeur intermédiaire (de 0 à 20 kilomètres en moyenne) qui correspondent à 15 % de l'énergie. Le relâchement de l'énergie accumulée ne se fait généralement pas en une seule secousse, et il peut se produire plusieurs réajustements avant de retrouver une configuration stable. Ainsi, on constate des répliques à la suite de la secousse principale d'un séisme, d'amplitude décroissante, et sur une durée allant de quelques minutes à plus d'un an. Ces secousses secondaires sont parfois plus dévastatrices que la secousse principale, car elles peuvent faire s'écrouler des bâtiments qui n'avaient été qu'endommagés, alors que les secours sont à l'œuvre. Il peut aussi se produire une réplique plus puissante encore que la secousse principale quelle que soit sa magnitude. Par exemple, un séisme de 9,0 peut être suivi d'une réplique de 9,3 plusieurs mois plus tard même si cet enchaînement reste extrêmement rare.
Séismes d'origine volcanique
Les séismes d'origine volcanique résultent de l'accumulation de magma dans la chambre magmatique d'un volcan. Les sismographes enregistrent alors une multitude de microséismes (trémor) dus à des ruptures dans les roches comprimées ou au dégazage du magma. La remontée progressive des hypocentres (liée à la remontée du magma) est un indice prouvant que le volcan est en phase de réveil et qu'une éruption est imminente.
Séismes d'origine polaire
Les glaciers et la couche de glace présentent une certaine élasticité, mais les avancées différentiées et périodiques (rythme saisonnier marqué) de coulées de glace provoquent des cassures dont les ondes élastiques génèrent des tremblements de terre, enregistrés par des sismographes loin du pôle à travers le monde . Ces « tremblements de terre glaciaires » du Groenland sont caractérisés par une forte saisonnalité. Une étude publiée en 2006 a conclu que le nombre de ces séismes avait doublé de 2000 à 2005, tendance temporelle suggérant un lien avec une modification du cycle hydrologique et une réponse glaciaire à l'évolution des conditions climatiques. Si l'on considère qu'une part du réchauffement climatique est d'origine humaine, une part des causes de ces séismes pourrait être considérée comme induits par l'Homme (voir ci-dessous).
Séismes d'origine artificielle
Les séismes d'origine artificielle ou « séismes » de faible à moyenne magnitude sont dus à certaines activités humaines telles que barrages, pompages profonds, extraction minière, explosions souterraines ou nucléaires, ou même bombardements. Ils sont fréquents et bien documentés depuis les années 1960-1970. Par exemple, rien que pour la France et uniquement pour les années 1971-1976, plusieurs séismes ont été clairement attribués à des remplissages de lacs-réservoirs, à l'exploitation de gisements pétrolifères ou aux mines :
le remplissage du lac de Vouglans (Jura) (magnitude 4,3, le 21 juin 1971) qui produit des dégâts dans les villages voisins du barrage,
autour du lac-réservoir de l'Alesani, en Corse, le 29 septembre 1971 un séisme est ressenti sur une faible surface centrée sur le lac (dans une zone jusqu'alors complètement asismique) . En avril 1978, lors d'un nouveau remplissage (après vidange du barrage durant plusieurs mois), un nouveau séisme de magnitude 4,4 est ressenti,
le lac-réservoir de Sainte-croix-du-Verdon (Alpes-de-Haute-Provence) n'a pas bougé lors de son remplissage, mais de septembre 1973 à août 1975, les stations séismiques télémétrées ont enregistré plus de 90 petites secousses, au voisinage même du lac, et leur fréquence maximale (36 secousses en 3 mois) correspondait au moment du pic de remplissage (mars-mai 1975),
le gisement pétrolifère et gazier de Lacq (surveillé depuis 1974), a encore produit des séismes (dont le 31 décembre 1972 de magnitude 4,0, ainsi qu'en avril 2016 de magnitude 4),
le gisement gazier de Valempoulières (Jura) a généré un petit séisme le 8 janvier 1975, ressenti dans les communes l'entourant,
des "coups de toit" peuvent toucher les régions minières, à l'image des anciens bassins houillers de Fuveau-Gardanne dans les Bouches-du-Rhône et celui de Creutzwald-Merlebach en Moselle, et peuvent être confondus avec de véritables séismes naturels.
Les tremblements de terre engendrent parfois des tsunamis, dont la puissance destructrice menace une part croissante de l'humanité, installée en bordure de mer. Ils peuvent aussi menacer les installations pétrolières et gazières offshore et disperser les décharges sous-marines contenant des déchets toxiques, déchets nucléaires et munitions immergées. On cherche à les prévoir, pour s'en protéger, à l'aide d'un réseau mondial d'alerte, qui se met en place, en Indonésie et Asie du Sud Est notamment.
Dans certains cas, les séismes provoquent la liquéfaction du sol : un sol mou et riche en eau perdra sa cohésion sous l'effet d'une secousse.
Risques de séismes dus aux essais dans les centrales géothermiques :
Un centre de recherche sur les centrales géothermiques, dans le nord-est de la France, expérimente des techniques de géothermie. L’expérience consiste à injecter de l'eau froide dans des poches de magma (2 trous préalablement forés, l'un pour l'entrée de l'eau froide et l'autre pour la sortie de l'eau transformée en vapeur, puis de la récupérer sous forme de vapeur, de la mettre en pression puis de faire tourner une turbine puis produire de l'électricité.
Conséquences de l'expérience :
L'injection d'eau froide dans les poches de magma agissait sur les failles environnantes, l'eau agissait comme lubrifiant et produisait des micro séismes qui pouvaient jusqu'à produire des fissures sur les murs des maisons.
Magnitude
La puissance d'un tremblement de terre peut être quantifiée par sa magnitude, notion introduite en 1935 par le sismologue Charles Francis Richter. La magnitude se calcule à partir des différents types d'ondes sismiques en tenant compte de paramètres comme la distance à l'épicentre, la profondeur de l'hypocentre, la fréquence du signal, le type de sismographe utilisé, etc. La magnitude est une fonction continue logarithmique: lorsque l'amplitude des ondes sismiques est multipliée par 10, la magnitude augmente d'une unité. Ainsi, un séisme de magnitude 7 provoquera une amplitude dix fois plus importante qu'un événement de magnitude 6, cent fois plus importante qu'un de magnitude 5.
La magnitude, souvent appelée magnitude sur l'échelle de Richter, mais de manière impropre, est généralement calculée à partir de l'amplitude ou de la durée du signal enregistré par un sismographe. Plusieurs valeurs peuvent être ainsi calculées (Magnitude locale M L {\displaystyle M_{L}} , de durée M D {\displaystyle M_{D}} , des ondes de surfaces M S {\displaystyle M_{S}} , des ondes de volumes M B {\displaystyle M_{B}} ). Ces différentes valeurs ne sont pas très fiables dans le cas des très grands tremblements de terre. Les sismologues lui préfèrent donc la magnitude de moment (notée M W {\displaystyle M_{W}} ) qui est directement reliée à l'énergie libérée lors du séisme. Des lois d'échelle relient cette magnitude de moment à la géométrie de la faille (surface), à la résistance des roches (module de rigidité) et au mouvement cosismique (glissement moyen sur la faille).
Intensité macrosismique
Carte des intensités du tremblement de terre d'Haïti de 2010.
La magnitude d'un séisme ne doit pas être confondue avec l'intensité macrosismique (sévérité de la secousse au sol) qui se fonde sur l'observation des effets et des conséquences du séisme sur des indicateurs communs en un lieu donné : effets sur les personnes, les objets, les mobiliers, les constructions, l'environnement. Le fait que ces effets soient en petit nombre ou en grand nombre sur la zone estimée est en soi un indicateur du niveau de sévérité de la secousse. L'intensité est généralement estimée à l'échelle de la commune. On prendra par exemple en compte le fait que les fenêtres ont vibré légèrement ou fortement, qu'elles se sont ouvertes, que les objets ont vibré, se sont déplacés ou ont chuté en petit nombre ou en grand nombre, que des dégâts sont observés, en tenant compte des différentes typologies constructives (de la plus vulnérable à la plus résistante à la secousse), les différents degrés de dégâts (du dégât mineur à l'effondrement total de la construction) et si la proportion des dégâts observés est importante ou non (quelques maisons, ou l'ensemble des habitations).
Les échelles d'intensité comportent des degrés généralement notés en chiffres romains, de I à XII pour les échelles les plus connues (Mercalli, MSK ou EMS). Parmi les différentes échelles, on peut citer :
l'échelle Rossi-Forel (aussi notée RF) ;
l'échelle Medvedev-Sponheuer-Karnik (aussi notée MSK) ;
l'échelle de Mercalli (notée MM dans sa version modifiée) ;
l'échelle de Shindo (震度) de l'agence météorologique japonaise ;
l'échelle macrosismique européenne (aussi notée EMS98);
Les relations entre magnitude et intensité sont complexes. L'intensité dépend du lieu d'observation des effets. Elle décroît généralement lorsqu'on s'éloigne de l'épicentre en raison des atténuations dues à la distance (atténuation géométrique) ou au milieu géologique traversé par les ondes sismiques (atténuation anélastique ou intrinsèque), mais d'éventuels effets de site (écho, amplification locale, par exemple par des sédiments ou dans des pitons rocheux) peuvent perturber les courbes moyennes de décroissance que l'on utilise pour déterminer l'intensité et l'accélération maximale du sol qu'ont à subir les constructions sur les sites touchés, ou qu'ils auront à subir sur un site précis lorsqu'on détermine un aléa sismique.
Statistiquement, à 10 kilomètres d'un séisme de magnitude 6, on peut s'attendre à des accélérations de 2 mètres par seconde au carré, des vitesses du sol de 1 mètre par seconde et des déplacements d'une dizaine de centimètres; le tout, pendant une dizaine de secondes.
Différents types d'ondes sismiques
Au moment du relâchement brutal des contraintes de la croûte terrestre (séisme), deux grandes catégories d'ondes peuvent être générées. Il s'agit des ondes de volume qui se propagent à l'intérieur de la Terre et des ondes de surface qui se propagent le long des interfaces.
Dans les ondes de volume, on distingue :
les ondes P ou ondes de compression. Le déplacement du sol se fait par dilatation et compression successives, parallèlement à la direction de propagation de l'onde. Les ondes P sont les plus rapides (6 km/s près de la surface). Ce sont les ondes enregistrées en premier sur un sismogramme ;
les ondes S ou ondes de cisaillement. Les vibrations s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l'onde, comme sur une corde de guitare. Plus lentes que les ondes P, elles apparaissent en second sur les sismogrammes.
Les ondes de surface (ondes de Rayleigh, ondes de Love) résultent de l'interaction des ondes de volume. Elles sont guidées par la surface de la Terre, se propagent moins vite que les ondes de volume, mais ont généralement une plus forte amplitude. Généralement ce sont les ondes de surface qui produisent les effets destructeurs des séismes.
Enregistrement des séismes
Les plus anciens relevés sismiques datent du VIII millénaire av. J.‑C..
Séismes les plus puissants enregistrés depuis 1900
Tremblements de terre de magnitude au moins égale à 8.
Pays Ville / Zone Magnitude Date Nombre de morts Nombre de blessés Remarques et liens vers les articles détaillés Chili Valdivia 9,5 22 mai 1960 3 000 Séisme de 1960 de Valdivia (le séisme le plus violent jamais recensé) Sumatra Andaman 9,4 26 décembre 2004 227 898 125 000 Séisme du 26 décembre 2004 dans l'océan Indien États-Unis Alaska 9,2 27 mars ** 131 Séisme de 19** en Alaska Russie Kamtchatka 9,0 4 novembre 1952 Japon Sendai, Côte Pacifique du Tōhoku 9,0 11 mars 2011 15 776 morts et 4 225 disparus 5 929 Séisme de 2011 de la côte Pacifique du Tōhoku Équateur 8,8 1906 Chili Concepción 8,8 27 février 2010 497 Séisme de 2010 au Chili États-Unis Alaska 8,7 1965 Sumatra Île de Nias 8,7 28 mars 2005 905 Séisme de 2005 à Sumatra Océan Indien Proche de l'Indonésie Inde, Thaïlande et Sri Lanka 8,7 puis réplique de 8,3 11 avril 2012 ***** 8,6 15 août 1950 Alaska Andreanof 8,6 9 mars 1957 Russie Iles Kouriles 8,5 1963 Kamtchatka 8,5 1923 Indonésie Mer de Banda 8,5 1 février 1938 Séisme de la mer de Banda Pérou Arequipa 8,4 23 juin 2001 250 1 000 Séisme de 2001 au Pérou Japon Kanto 8,3 1 septembre 1923 141 720 Séisme de 1923 de Kantō Chili Chillán 8,3 24 janvier 1939 28 000 58 000 Tonga 8,3 3 mai 2006 Séisme de 2006 aux Tonga Russie Iles Kouriles 8,3 15 novembre 2006 Raz de marée d'1,80 m et effets à plus de 16 000 km de l'épicentre, notamment à Crescent City, Californie Russie Iles Kouriles 8,3 13 janvier 2007 Océan Pacifique 8,3 29 septembre 2009 Russie Mer d'Okhotsk, proche de la péninsule du Kamtchatka 8,3 24 mai 2013 Chili Océan Pacifique, 46 kilomètres au large de la localité côtière d'Illapel 8,3 16 septembre 2015 Séisme du 16 septembre 2015 au Chili États-Unis San Francisco 8,2 18 avril 1906 3 000 Séisme de 1906 à San Francisco Chili Valparaíso 8,2 17 août 1906 20 000 20 000 Chili Au large d'Iquique, à environ 89 km sud-ouest de Cuya, à une profondeur de 46,4 km dans l'océan Pacifique 8,2 1 avril 2014 à 20h46 locales 5 Séisme de 2014 au Chili Mexique Mexico 8,1 19 septembre 1985 10 000 Séisme de 1985 à Mexico Pérou Ica, Lima 8,0 15 août 2007 387 1 050
Séismes les plus meurtriers depuis 1900
Tremblements de terre ayant fait plus de 15 000 morts d'après les estimations des autorités locales, placés dans l'ordre chronologique.
Ville / Zone Pays Date Magnitude Nombre de morts Remarques et liens vers les articles détaillés Kangra Inde 4 avril 1905 8,6 19 000 Santiago du Chili Chili 17 août 1906 8,6 20 000 Messine Italie 28 décembre 1908 7,5 100 000 Avezzano Italie 13 janvier 1915 7,5 29 980 Bali Indonésie 21 janvier 1917 8.2 15 000 Gansu Chine 16 décembre 1920 8,6 200 000 Tokyo Japon 1 septembre 1923 8,3 143 000 Le séisme de 1923 de Kantō est suivi d'un gigantesque incendie. Xining Chine 22 mai 1927 8,3 200 000 Gansu Chine 25 décembre 1932 7,6 70 000 Quetta Pakistan 30 mai 1935 7,5 45 000 Chillán Chili 24 janvier 1939 8,3 28 000 Erzincan Turquie 26 décembre 1939 8,0 30 000 Achgabat URSS 5 octobre 1948 7,3 110 000 Dashti Biaz Khorassan Iran 31 août 1968 7,3 16 000 Chimbote Pérou 31 mai 1970 8,0 66 000 Yibin Chine 10 mai 1974 6,8 20 000 Guatemala 4 février 1976 7,5 23 000 Tangshan Chine 27 juillet 1976 8,2 240 000 Le nombre officiel de morts est 240 000 personnes. D'autres estimations font état de 500 000 à 800 000 victimes directes ou indirectes. Michoacan Mexique 19 septembre 1985 8,1 20 000 Région de Spitak Arménie 7 décembre 1988 7,0 25 000 Zangan Iran 20 juin 1990 7,7 45 000 Kocaeli Turquie 17 août 1999 7,4 17 118 Chi-chi (en) Taïwan 21 septembre 1999 7,3 2 415 Bhuj Inde 26 janvier 2001 7,7 20 085 Bam Iran 26 décembre 2003 6,6 26 271 Sumatra Indonésie 26 décembre 2004 9,4 227 898 Muzaffarabad Pakistan 8 octobre 2005 7,6 79 410 Province du Sichuan Chine 12 mai 2008 7,9 87 149 Port-au-Prince Haïti 12 janvier 2010 7,2 230 000 Côte Pacifique du Tōhoku Japon 11 mars 2011 9,3 15 776 morts et 4 225 disparus Katmandou Népal 25 avril 2015 7,8 8 100
Méthodes de détection
Ancienne méthode chinoise
Réplique du sismographe de Zhang Heng
L'ancienne méthode chinoise consistait en un vase de bronze comportant huit dragons sur le contour, le Houfeng Didong Yi du chinois Zhang Heng. Une bille était placée dans la gueule de chacun d'eux, prête à tomber dans la gueule d'un crapaud. Lorsqu'un séisme se produisait, la bille d'un des dragons (dépendant de l'endroit où se produisait le séisme) tombait dans la gueule d'un des crapauds. Cela indiquait la direction de l'épicentre du tremblement de terre, et vers où il fallait envoyer les secours.
Méthodes modernes
La localisation de l'épicentre par des moyens modernes se fait à l'aide de plusieurs stations sismiques (3 au minimum), et un calcul tridimensionnel. Les capteurs modernes permettent de détecter des événements très sensibles, tels qu'une explosion nucléaire.
Méthodes de prévision
On peut distinguer trois types de prévisions : la prévision à long terme (sur plusieurs années), à moyen terme (sur plusieurs mois) et à court terme (inférieur à quelques jours).
Long terme
Les prévisions à long terme reposent sur une analyse statistique des failles répertoriées et sur des modèles déterministes ou probabilistes des cycles sismiques. Elles permettent de définir des normes pour la construction de bâtiments, en général sous la forme d'une valeur d'accélération maximale du sol (pga, peak ground acceleration). Certaines failles telles celles de San Andreas en Californie ont fait l'objet d'études statistiques importantes ayant permis de prédire le séisme de Santa Cruz en 1989. Des séismes importants sont ainsi attendus en Californie, ou au Japon (Tokai, magnitude 8.3). Cette capacité prévisionnelle reste cependant du domaine de la statistique, les incertitudes sont souvent très importantes, on est donc encore loin de pouvoir prévoir le moment précis d'un séisme afin d'évacuer à l'avance la population ou la mettre à l'abri.
Moyen terme
Les prévisions à moyen terme sont plus intéressantes pour la population. Les recherches sont en cours pour valider certains outils, comme la reconnaissance de formes (dilatance).
Court terme
Dans l'état actuel des connaissances, on ne peut pas prédire les séismes à court terme, c'est-à-dire déterminer la date et l'heure exacte d'un événement sismique, même si on peut souvent déterminer le lieu d'un futur séisme (une faille active principalement), et quelques autres caractéristiques. Cependant, la recherche fondamentale en sismologie s'emploie à tenter de découvrir des moyens de prédiction scientifiques.
D'autres moyens ont été cités : par exemple, certains animaux semblent détecter les tremblements de terre : serpents, porcs, chiens... Deux heures avant un séisme à Yientsin, en 1969, les autorités chinoises ont lancé un avertissement fondé sur l’agitation des tigres, des pandas, des yacks et des cerfs du zoo. Aucune étude scientifique n’a réussi pour le moment à prouver ce phénomène .
Les prévisions à court terme se basent sur des observations très précises des terrains à risque. Les moyens de détection peuvent avoir un coût important et des résultats non garantis, du fait de la grande hétérogénéité des signes précurseurs d'un séisme, voire leur absence dans des séismes pourtant de grande ampleur, tels que TangShan ou Michoacan, qui avaient été prévus à moyen terme mais non à court terme.
Les gouvernements ont besoin d'informations certifiées pour évacuer une population des sites suspectés. Les États-Unis utilisent des outils de grande sensibilité autour des points statistiquement sensibles (tels que Parkfield en Californie) : vibrateurs sismiques utilisés en exploration pétrolière, extensomètres à fil d'invar, géodimètres à laser, réseau de nivellement de haute précision, magnétomètres, analyse des puits. Le Japon étudie les mouvements de l'écorce terrestre par GPS et par interférométrie (VLBI), méthodes dites de géodésie spatiale. En Afrique du Sud, les enregistrements se font dans les couloirs des mines d'or, à 2 km de profondeur. La Chine se base sur des études pluridisciplinaires, tels que la géologie, la prospection géophysique ou l'expérimentation en laboratoire.
La surveillance d'anomalies d'émission de radon (et de potentiel électrique) dans les nappes sont évoqués, basée sur l'hypothèse qu'avant un séisme le sous-sol pourrait libérer plus de radon (gaz radioactif à faible durée de vie). On a constaté (par exemple en Inde) une corrélation entre taux de radon dans les nappes souterraines et activité sismique. Un suivi en temps réel du radon à coût raisonnable est possible. On a aussi montré dans les Alpes françaises que les variations de niveaux (de plus de 50 mètres) de deux lacs artificiels modifiaient les émissions périphériques de radon.
Des recherches récentes soutiennent une possible corrélation entre des changements de l'ionosphère et des tremblements de terre, ce qui pourrait permettre des prédictions à court-terme.
词典释义：
强度
中
源
底地
荡, 大动乱
引起了市民的恐惧
啸;
的;
中心;
等级
等级
