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les séisme

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Un séisme, ou tremblement de terre, résulte de la libération brusque d'énergie accumulée par les contraintes exercées sur les roches. Le résultat de la rupture des roches en surface s'appelle une faille. Le lieu de la rupture des roches en profondeurs se nomme le foyer. Plus rares sont les séismes dus à l'activité volcanique ou d'origine artificielle (explosions par exemple). 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 par an sur la planète[1] grâce à des sismographes (appareils permettant de détecter les ondes sismiques à plus de milliers de kilomètres du foyer sismique). Les plus puissants d'entre eux comptent parmi les catastrophes naturelles les plus destructrices . La science qui étudie ces phénomènes est la sismologie (étudiée par des sismologues) et l'instrument d'étude principal est le sismographe (qui produit des sismogrammes).

Caractéristiques principales 

Les 3 grands types de failles

Le point d'origine d'un séisme est appelé hypocentre ou foyer sismique . Il peut se trouver entre la surface et jusqu'à sept cents kilomètres de profondeur (limite du manteau supérieur) pour les événements les plus profonds. On parle de l'épicentre du séisme, qui est le point de la surface de la Terre qui se trouve à la verticale de l'hypocentre.

Trois catégories de tremblements de terre

Un tremblement de terre est une secousse plus ou moins violente du sol qui peut avoir trois origines : rupture d'une faille ou d'un segment de faille (séismes tectoniques) ; intrusion et dégazage d'un magma (séismes volcaniques) ; explosion, effondrement d'une cavité (séismes d'origine naturelle ou dus à l'activité humaine)[2]. 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 se produisent aux limites des plaques, où il existe 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[3]. 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 645 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 suite à 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[2]. 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 artificielle

Article détaillé : Séismes induits.

Les séismes d'origine artificielle (ou « séismes induits ») de faible à moyenne magnitude sont dus à certaines activités humaines telles que barrages, pompages profonds, extraction minière, explosions souterraines ou nucléaires. 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-réservoir 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 sept 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 sept 73 à aout 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 déc 72, de magnitude 4,0),
  • le gisement gazéifère de Valempoulières (Jura) a généré un petit séisme le 8 janvier 1975, ressenti dans les communes l'entourant,
  • des "coups de toit" touchent régulièrement le bassin minier de Fuveau-Gardanne dans les Bouches-du-Rhône et celui de Creutzwald-Merlebach en Moselle, parfois confondus avec de véritables séismes naturels[4]

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.

Magnitude

Article détaillé : Magnitude d'un séisme.

La puissance d'un tremblement de terre peut être quantifiée par sa magnitude, notion introduite en 1935 par le sismologue Charles Francis Richter[5]. 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 n'est pas une échelle mais une fonction continue logarithmique[5]. En raison de ce caractère logarithmique, lorsque l'amplitude du déplacement du sol est multipliée par 10, la magnitude augmente d'une unité. Ainsi, un séisme de magnitude 7 provoquera un déplacement du sol dix fois plus important qu'un événement de magnitude 6, cent fois plus important qu'un de magnitude 5.

La magnitude, souvent appelée magnitude sur l'échelle de Richter, terme le plus connu du grand public, est généralement calculée à partir de l'amplitude ou de la durée du signal enregistré par un sismographe[5]. Plusieurs valeurs peuvent être ainsi calculées (Magnitude locale ML, de durée MD, des ondes de surfaces MS, des ondes de volumes MB). Mais ces différentes valeurs ne sont pas très fiables dans le cas des très grands tremblements de terre. Les sismologues lui préfèrent la magnitude de moment (notée MW) qui est directement reliée à l'énergie libérée lors du séisme[5]. Des lois d'échelle relient cette magnitude de moment aux paramètres géométriques du séisme (surface rompue et quantité de glissement sur la faille).

Intensités d'un séisme

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 qui se fonde sur l'observation des effets et des conséquences du séisme en un lieu donné : vibration des fenêtres, nombre de personnes qui ressentent les secousses, ampleur des dégâts, etc[6]. Les échelles d'intensité comportent des degrés notés en nombres 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 de l'atténuation introduite par le milieu géologique traversé par les ondes sismiques, mais d'éventuels effets de site (écho, amplification locale par exemple) peuvent perturber cette loi moyenne de décroissance.

Différents types d'ondes sismiques

Article détaillé : Onde sismique.

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[7].

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[7].
  • 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[7].

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[7]. Généralement ce sont les ondes de surface qui produisent les effets destructeurs des séismes.

Enregistrement des séismes

Les séismes dans le monde de 1963 à 1998
Article détaillé : Liste de catastrophes sismiques.

Les plus anciens relevés sismiques datent du VIIIe millénaire av. J.-C.[réf. nécessaire].

Séismes les plus puissants enregistrés depuis 1900

Pays↓ Ville / Zone↓ Magnitude↓ Date↓ Nombre de morts↓ Nombre de blessés↓ Remarques et liens vers les articles détaillés
Équateur
8,8 1906

États-Unis San Francisco 8,5 18 avril 1906 &0000000000003000.0000003 000
Tremblement de terre de 1906 à San Francisco
Chili Valparaíso 8,2 17 août 1906 &0000000000020000.00000020 000 &0000000000020000.00000020 000
Japon Kanto 8,3 1er septembre 1923 &0000000000141720.000000141 720
Tremblement de terre de Kantō de 1923
Russie Kamtchatka 8,5 1923

Indonésie Mer de Banda 8,5 1er février 1938

Tremblement de terre de la mer de Banda
Chili Chillán 8,3 24 janvier 1939 &0000000000028000.00000028 000 &0000000000058000.00000058 000
Tibet
8,6 1950


Russie Kamtchatka 9,0 4 novembre 1952


Alaska Andreanof 9,1 9 mars 1957


Chili Valdivia 9,5 22 mai 1960 &0000000000003000.0000003 000
Séisme le plus violent recensé de l'histoire Tremblement de terre de 1960 au Chili
Russie Iles Kouriles 8,5 1963


États-Unis Alaska 9,2 27 mars 1964 &0000000000000131.000000131
Tremblement de terre de 1964 en Alaska
États-Unis Alaska 8,7 1965


Mexique Mexico 8,1 19 septembre 1985 &0000000000010000.00000010 000
Tremblement de terre de 1985 à Mexico
Pérou Arequipa 8,4 23 juin 2001 &0000000000000250.000000250 &0000000000001000.0000001 000 Séisme de 2001 du Pérou (en)
Sumatra Andaman 9,3 26 décembre 2004 &0000000000227898.000000227 898 &0000000000125000.000000125 000 Tremblement de terre du 26 décembre 2004
Sumatra Île de Nias 8,7 28 mars 2005

Séisme de 2005 à Sumatra
Tonga
8,3 3 mai 2006

Tremblement de terre du 3 mai 2006 à 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


Pérou Ica, Lima 8 15 août 2007 &0000000000000387.000000387 &0000000000001050.0000001 050
Océan Pacifique
8,3 29 septembre 2009


Chili Concepción 8,8 27 février 2010 &0000000000000497.000000497
Séisme de 2010 au Chili
Japon Sendai, Côte Pacifique du Tōhoku 9,0 [8][9] 11 mars 2011 plus de 10 000[10] &0000000000010000.00000010 000[10] Séisme de 2011 de la côte Pacifique du Tōhoku

Séismes les plus meurtriers depuis 1900[modifier]

Tremblements de terre ayant fait plus de 15 000 morts d'après les estimations des autorités locales, placés dans l'ordre chronologique. Comme on peut s'y attendre, ils comptent parmi les plus puissants.

Ville / Zone↓ Pays↓ Date↓ Magnitude↓ Nombre de morts↓ Remarques et liens vers les articles détaillés
Kangra Inde 4 avril 1905 M=8,6 &0000000000019000.00000019 000
Santiago du Chili Chili 17 août 1906 M=8,6 &0000000000020000.00000020 000
Messine Italie 28 décembre 1908 M=7,5 &0000000000100000.000000100 000[11]
Avezzano Italie 13 janvier 1915 M=7,5 &0000000000029980.00000029 980
Bali Indonésie 21 janvier 1917 M=? &0000000000015000.00000015 000
Gansu Chine 16 décembre 1920 M=8,6 &0000000000200000.000000200 000
Tōkyō Japon 1er septembre 1923 M=8,3 &0000000000143000.000000143 000 Le tremblement de terre de Kantō de 1923 est suivi d'un gigantesque incendie.
Xining Chine 22 mai 1927 M=8,3 &0000000000200000.000000200 000
Gansu Chine 25 décembre 1932 M=7,6 &0000000000070000.00000070 000
Quetta Pakistan 30 mai 1935 M=7,5 &0000000000045000.00000045 000
Chillán Chili 24 janvier 1939 M=8,3 &0000000000028000.00000028 000
Erzincan Turquie 26 décembre 1939 M=8,0 &0000000000030000.00000030 000
Ashgabat Turkménistan 5 octobre 1948 M=7,3 &0000000000110000.000000110 000
Dashti Biaz Khorassan Iran 31 août 1968 M=7,3 &0000000000016000.00000016 000
Chimbote Pérou 31 mai 1970 M=8,0 &0000000000066000.00000066 000
Yibin Chine 10 mai 1974 M=6,8 &0000000000020000.00000020 000

Guatemala 4 février 1976 M=7,5 &0000000000023000.00000023 000
Tangshan Chine 27 juillet 1976[12] M=8,2 &0000000000240000.000000240 000 Le nombre officiel de morts est 240 000 personnes[13]. D'autres estimations font état de 500 000[11] à 800 000 victimes directes ou indirectes[14].
Article détaillé : Tremblement de terre de 1976 à Tangshan.
Michoacan Mexique 19 septembre 1985 M=8,1 &0000000000020000.00000020 000
Article détaillé : Tremblement de terre de 1985 à Mexico.
Région de Spitak Arménie 7 décembre 1988 M=7,0 &0000000000025000.00000025 000
Article détaillé : Séisme de 1988 en Arménie.
Zangan Iran 20 juin 1990 M=7,7 &0000000000045000.00000045 000
Kocaeli Turquie 17 août 1999 M=7,4 &0000000000017118.00000017 118
Article détaillé : Tremblement de terre en Turquie.
Bhuj Inde 26 janvier 2001 M=7,7 &0000000000020085.00000020 085
Bam Iran 26 décembre 2003 M=6,6 &0000000000026200.00000026 200
Sumatra Indonésie 26 décembre 2004 M=9,3 &0000000000227898.000000227 898
Article détaillé : Tremblement de terre du 26 décembre 2004.
Muzaffarabad Pakistan 8 octobre 2005 M=7,6 &0000000000079410.00000079 410
Article détaillé : Séisme de 2005 au Cachemire.
Province du Sichuan Chine 12 mai 2008 M=7,9 &0000000000087149.00000087 149
Article détaillé : Séisme du Sichuan de mai 2008.
Port-au-Prince Haïti 12 janvier 2010 M=7,2 &0000000000230000.000000230 000
Article détaillé : Tremblement de terre d'Haïti de 2010.
Côte Pacifique du Tōhoku Japon 11 mars 2011 M=9,0 inconnu pour le moment
Article détaillé : Séisme de 2011 de la côte Pacifique du Tōhoku.

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