Description

  La surface de la terre est divisée en différentes plaques tectoniques qui sont en mouvement les unes par rapport aux autres. Les frictions de ces plaques entre-elles (elles se déplacent de 1 à18 cm par an) sont à l'origine des séismes. Les séismes sont des manifestations de surface de mouvements soudains en profondeur, produits dans l'écorce terrestre, ou lithosphère. Les limites de plaques lithosphériques ont été définies après observation des localisations des séismes au cours d'une année.

© C. Brunet d'après le modèle NUVEL-1 (De Mets et al., 1990)

Lithosphère: Couche superficielle du globe terrestre formée par la croûte terrestre océanique ou continentale et par la partie supérieure du manteau.

Ci-contre, un schéma vous présente ces plaques ; les flèches indiquent les mouvements locaux aux limites des plaques :
convergent = subduction et collision, divergent = dorsale océanique et rift, décrochant = faille décrochante.

Elles sont constituées de l'épaisseur de la croûte ainsi que de la première couche du manteau supérieur. Elles sont soit purement océaniques, soit continentales et océaniques. La lithosphère est découpée en une douzaine de plaques rigides et mobiles les unes par rapport aux autres et dont les limites ne coïncident pas nécessairement avec les limites océans continents. Aux frontières de plaques correspondent des zones de sismicité importante.

La tectonique entraîne des déformations par compression ou étirement de la roche et accumulation de tensions au niveau de points de rencontre des plaques : les failles. Lorsque la force accumulée devient trop grande, une immense quantité d'énergie est libérée brutalement, un séisme se propage dans la croûte terrestre sous forme de vibrations : les ondes sismiques.

Les failles et séismes :

Il existe différents types de mouvements le long des failles, ces mouvements les caractérisent.

Un mouvement de convergence, résultant de la collision de plaques entre-elles ou du glissement de l'une sous l'autre (subduction) crée une faille inverse. Quand un bloc continental est soulevé sur un autre, des reliefs se forment (Cordillière des Andes).

Dans les zones de subduction océanique telles qu'au Japon , ces failles inversent engendrent des cordillières volcaniques en bordure du continent et provoquent la création d'une fosse dite des Mariannes. Dans ces zones, les séismes, pouvant naître jusqu'à 700 Km de profondeur au niveau d'une fosse, sont de plus en plus profonds à mesure que l'on s'éloigne du front de collision, ils se situent alors sur un plan incliné appelé plan de Wadati-Benioff. Ce dernier permet de montrer que la plaque océanique plus dense plonge sous la plaque continentale en direction du manteau. Un schéma de ce plan pour la fosse des mariannes est disponible ici.

En Amérique Centrale, la confrontation de la plaque des Caraïbes et de celle des Cocos qui plonge sous la première au niveau de l'océan Atlantique secoue chaque année cette région du monde : tremblements de terre du Nicaragua en 1972, Guatemala en 1976 et du Salvador en 1986.

Un mouvement de divergence est associé à un mouvement d'écartement de deux plaques et forme des failles normales. Ces zones sont des foyers de séismes superficiels.

Enfin, dans les zones de coulissage, deux plaques glissent l'une par rapport à l'autre le long d'une faille décrochante (faille de San Adreas, Californie). Le frottement provoqué crée ainsi souvent des séismes.

Les failles transformantes sont à la frontière entre deux plaques lithosphériques, où il n'y a ni création ni destruction de croûte, mais coulissement. Une faille transformante relie soit deux portions de fosses océaniques, soit une fosse et un rift, soit deux portions de rift le long d'une dorsale médio-océanique.

Une faille est tranformante lors de l'association d'un mouvement décrochant et d'un mouvement de même sens .

  La faille de San Andreas s'étend sur plus de 1210 km de long le long de la côte californienne aux Etats-Unis. Des séismes majeurs tels que celui du 18 avril 1906 résultent de l'accumulation de pressions. Ce séisme, de 8,3 sur l'échelle de Richter ne dura que 40s mais fit 700 morts à San Francisco même. La plaque Pacifique bordant la faille se déplace de 5 à 6cm par an.

En octobre 1989, un tremblement de terre d'une magnitude de 7.1 sur l'échelle de Richter secoua la ville. La faille avait glissé sur une section de 40 km. 6000 répliques au total suivirent la secousse initiale longue de 15s. Dans la ville même, une autoroute en béton s'effondra en écrasant 42 personnes.

  Lorsque, sur une faille, une rupture se déclenchant au foyer provoque un séisme d'énergie suffisante, les vibrations engendrées se propagent jusqu'à la surface. Une rupture de surface se forme, elle peut se suivre sur plusieurs centaines de kilomètres de long pour les séismes les plus dévastateurs. Or, ces séismes de magnitude supérieure à 6, ne se produisent que sur des grandes failles. C'est donc par l'étude de ces failles que l'on peut estimer le risque sismique. Donc, en premier lieu, il convient de cartographier les failles actives, c'est-à-dire celles qui peuvent produire de tremblements de terre. Les ruptures en surface sont différentes selon la faille qui les a produites. Sur les failles actives, les séismes se succèdent et accumulent des déplacements. Séismes après séismes, les reliefs se forment, des rivières sont détournées de leur cours normal et l'ensemble conduit à une morphologie très particulière dans les zones de failles actives.

D'autre part, on distingue trois catégories de séismes en fonction de la profondeur de leur foyer (ou hypocentre). Les séismes superficiels prennent naissance dans les 70 premiers kilomètres et ils sont de loin les plus nombreux. Les intermédiaires ont leur origine entre 70 et 300 Km tandis que les plus profonds se produisent jusqu'à des profondeurs de plus de 700 km.

En août 1999, le séisme d'Izmit en Turquie d'une magnitude de 7,4 était d'une profondeur de 17km. La faille coulissante Nord-Anatolienne se déplace de 10 à15 mm par an. On estime la rupture provoquée de 50 km de long.

Localisation du séisme:

Lorsqu'on décrit la localisation d'un séisme, on distingue deux zones précises : l'hypocentre et l'épicentre. L'épicentre est la projection verticale en surface du foyer profond du séisme, l'hypocentre. Plus le foyer est profond, plus les ondes se propagent sur de longues distances. La plupart des séismes ont leur hypocentre à moins de à moins de 20 Km de profondeur. Chaque particule oscille, et cette oscillation se transmet très vite d'une particule à l'autre sur de très longues distances, à la façon des cercles concentriques à la surface des l'eau.

Ces ondes, provoquant de vibrations dans les roches jusqu'à la surface, engendrent des déplacements horizontaux et verticaux du sol. Ces mouvements sont enregistrés par des sismographes pour permettre de mesurer l'intensité d'un séisme. Ces appareils ont permis de distinguer les différentes ondes par analyse sismographique.

Ondes et sismographes:

Il existe donc plusieurs types d'ondes : les ondes de volume (ondes Primaires, dites P, et Secondaires, dites S) et les ondes de surface (ondes de Love, ondes L et de Rayleigh, ondes R). Les ondes P sont des ondes longitudinales qui compressent ou dilatent le milieu traversé. Les S, transversales ou de cisaillement, font osciller les particules du sol perpendiculairement à la direction de propagation et ne se diffusent pas dans les milieux liquides (lacs, océans) ou gazeux qui ne peuvent pas se cisailler élastiquement.

Lorsqu'elles atteignent la surface, les ondes P et S sont converties en ondes L. Les ondes de surface se propagent parallèlement à la surface terrestre et font le tour du globe, mais, contrairement aux ondes de volume, ne parcourent pas de très grandes distances car elles s'amortissent rapidement.

Les ondes S arrivent après les ondes P. Bloquées par le noyau liquide, elles évitent les zones d'ombre.

L'analyse du sismogramme obtenu, matérialisation des oscillations du sol lors d'un séisme présentant une ligne irrégulière dont chaque écart correspond à un mouvement, prouvent visuellement l'existence de trois types d'ondes. Les ondes Primaires doivent leur nom à leur rapidité (7 à 8 Km/s.), elles forment donc le premier train d'onde enregistré par les stations d'observation. La vitesse des ondes Secondaires représente, elle, 60% de celle des P. Les ondes R et L possèdent des vitesses respectives égales à 92% de S pour l'une et sensiblement la même pour l'autre.

En mesurant le délai entre le début des ondes P et le début des ondes S, et en connaissant la vitesse moyenne des différentes ondes, il est possible de déterminer à quelle distance du sismographe se trouve l'épicentre du séisme. L'analyse des relevés de trois stations différentes permet la localisation d'un séisme. Les sismologues dessinent alors sur une carte géographique un cercle de rayon équivalent à la distance obtenue à partir du sismogramme. Le point de convergence des trois cercles correspond à l'épicentre du séisme étudié.

  Comme nous l'avons vu précédemment, les différentes ondes engendrent des mouvements différents des particules du sol. Pour enregistrer ces secousses, deux types d'appareils ont été mis au point : l'un percevant les mouvements verticaux, l'autre pour les horizontaux.

Pour les premiers, lorsque survient un séisme, le mouvement du sol causé par les ondes sismiques est transmis à la base de l'appareil. A la manière d'un pendule, le sismomètre (masse très lourde) demeure immobile par inertie, de sorte qu'il sert de point de référence indépendant par rapport aux mouvements du sol. La plume qui lui est reliée transcrit alors le déplacement sur un cylindre rotatif recouvert de papier.

Les appareils utilisés pour enregistrer les secousses horizontales fonctionnent de la même manière. Alors que le sol bouge, l'ensemble du sismographe se déplace horizontalement, à l'exception de la masse suspendue qui reste immobile par inertie.

La totalité des schémas de cette page est extraite de "La Terre" (Edition Minerva), à l'exception de celui de la faille transformante.