Séisme et ondes sismiques

SEISME ET ONDES SISMIQUES
Objectif : Extraire et exploiter des informations sur les manifestations des ondes mécaniques dans la matière.
Document 1 : Séisme de 2011 de la côte Pacifique du Tōhoku
Le séisme de 2011 de la côte Pacifique du Tōhoku au Japon est un tremblement de terre
d'une magnitude 9,0 survenu au large des côtes nord-est de l'île de Honshū, le 11 mars 2011
à 05h46min23s UTC. Son épicentre se situe à 130 km à l'est de Sendai, dans la région du
Tōhoku, ville située à environ 300 km au nord-est de Tōkyō. Il a engendré un tsunami dont
les vagues ont atteint une hauteur estimée à plus de 30 m par endroits. Celles-ci ont
parcouru jusqu'à 10 km à l'intérieur des terres, ravageant près de 600 km de côtes et
détruisant partiellement ou totalement de nombreuses villes et zones portuaires.
Document 2 : L'archipel du Japon se trouve dans une zone sismique et volcanique très active.
Ce séisme est dû au glissement brutal (estimé à 10 m de hauteur) d'une très grande
faille de 400 à 500 km de long et 30 km d’épaisseur.
Ce séisme est né le long de la fosse océanique du Japon à la limite de deux plaques
lithosphèriques (la lithosphère comprend la croûte terrestre et une partie du
manteau supérieur) en convergence :
* la plaque pacifique (plaque lithosphérique océanique), qui se déplace vers
le nord-ouest d'environ 9 centimètres par an et qui est en subduction sous
la seconde plaque ;
* la plaque eurasienne (plaque lithosphérique continentale), qui se déplace vers le sud-est à une vitesse de
0,95 centimètre par an.
Document 3 : Les différentes ondes sismiques
Quand la Terre tremble, les vibrations se propagent à partir du foyer dans toutes les directions. Ce sont les ondes
de volume qui sont de 2 types :
* Les ondes P (primaires) sont liées à des compressions et dilatations successives de
la matière parallèlement à la direction de propagation de l'onde sismique. Ces
ondes se propagent dans tous les milieux (y compris dans l’air) ; elles sont
responsables du grondement sourd que l’on entend lors d’un séisme.
* Les ondes S (secondaires) sont des ondes de cisaillement liées à des déplacements
de matière perpendiculaires à la direction de propagation de l'onde sismique. Les
ondes S ne se propagent que dans les solides ; elles sont en particulier arrêtées par le
noyau externe de la Terre.
La célérité des ondes de volume P et S ne dépend que des propriétés du milieu de
propagation traversé (densité, rigidité …). Leur période est courte (de 1 s à 10 s environ).
Les ondes de volume se propagent à la manière des rayons lumineux : elles peuvent être
réfléchies ou réfractées, c'est-à-dire déviées à chaque changement de milieu (au passage
croûte-manteau supérieur par exemple). Une onde P ou S peut ainsi générer de nouvelles
ondes de volume à chaque discontinuité. Des ondes de volume émises en même temps du
foyer peuvent donc suivre des trajets très complexes à l'intérieur de la Terre pour arriver
au même endroit à des moments différents.
Lorsqu’elles atteignent la surface, les ondes de volume peuvent engendrer des ondes
qui sont guidées par la surface terrestre. Elles sont moins rapides que les ondes P et S,
mais leur amplitude est plus forte. Les ondes L (ondes de Love) sont des ondes de
cisaillement, comme les ondes S, mais qui oscillent dans un plan horizontal. Elles
impriment au sol un mouvement de vibration latéral. Les ondes R (ondes de Rayleigh)
sont assimilables à une vague : les particules du sol se déplacent dans un plan vertical
selon une ellipse. Les ondes L et R transportent une grande quantité d’énergie et sont
les plus destructrices. Leur période est plus longue (de l’ordre de 100 s environ).
Document 4 : Enregistrement du séisme
L'appareil qui enregistre et mesure les tremblements de terre s'appelle un
sismographe.
Le mouvement de la Terre au cours des séismes se mesure par rapport à un objet
quelconque qui demeure indépendant du mouvement du sol. Dans un sismographe,
cet objet consiste en une masse suspendue sur des ressorts à l'intérieur d'une boîte.
Au cours d'un tremblement de terre, la masse demeure immobile pendant que la
boîte autour d'elle se déplace suivant le mouvement du sol.
Les sismographes captent et enregistrent ces
vibrations, qui sont ensuite étudiées.
L'enregistrement visuel produit par les
sismographes s'appelle un sismogramme.
Le sismogramme obtenu à Canberra (Australie)
donne l’enregistrement des vibrations dans trois
directions orthogonales: une verticale (LHZ), et
deux horizontales (LHN et LHE).
Les traits verticaux repèrent les arrivées des
ondes P et S.
Document 5 : Echelle de magnitude
Echelle de Richter
La magnitude d'un tremblement de terre mesure l'énergie libérée
au foyer d'un séisme. Sa mesure fut développée en 1935 par
Charles Francis Richter pour classer les sismogrammes enregistrés
localement en Californie.
Sa valeur se calcule à partir des amplitudes maximales des ondes
enregistrées selon une échelle logarithmique :
M(Richter) = log(A /A0) où A représente l'amplitude maximale
relevée par le sismographe et A0 une amplitude de référence
(lorsque l’amplitude varie d’un facteur 10, la magnitude change
d’une unité).
L'échelle de Richter est une échelle uniquement adaptée aux tremblements de terre proches. Les magnitudes
habituellement citées de nos jours sont en fait des magnitudes de moment (M), particulièrement bien adaptées aux
gros séismes.
L’énergie sismique E (en joule) émise au foyer d’un séisme est donnée par la relation : log E/E0 = 1,5 M (E0 énergie
de référence).
Document 6 : Tsunami
Le tsunami (« vague portuaire » en japonais) engendre un phénomène
particulièrement destructeur consécutif à un mouvement du fond
sous-marin généré par un séisme, une éruption volcanique ou un glissement
de terrain.
(A) Le soulèvement du fond marin engendre un gonflement de la masse
d'eau. Ce gonflement donne lieu à une vague qui en surface de l'océan est à
peine perceptible (moins d'un mètre d'amplitude), mais qui s'enfle en eau
peu profonde pour atteindre des amplitudes pouvant aller jusqu'à 30 m. La
vitesse de propagation de ces vagues est de quelques centaines de km/h en
eau profonde diminuant à quelques dizaines de km/h en eau peu profonde.
La périodicité des vagues est de l'ordre de 15 à 60 minutes.
(B) À l'approche de la première vague de tsunami, il se produit d'abord un
retrait de la mer.
(C) Vient ensuite la première vague.
(D) Celle-ci peut être suivie d'un second retrait, puis d'une autre vague, et ainsi de suite. On compte normalement
quelques vagues seulement qui en général diminuent progressivement en amplitude.
Questions :
1. Que signifie heure UTC ? Quelle heure était-il à Paris lorsque s’est
produit ce séisme ?
2. Qu’appelle-t-on épicentre d’un séisme ?
3. Ce séisme est un séisme de subduction ; que signifie « subduction » ?
4.
Info : Une onde est transversale si la perturbation s’effectue dans
une direction perpendiculaire à celle de la propagation de l’onde ;
elle est longitudinale si ces directions sont parallèles.
Entre les ondes de volume P et S, laquelle est transversale ? laquelle est
longitudinale ?
5. Entre les ondes de volume P et S, laquelle est la plus rapide ?
6. Pourquoi les ondes S sont-elles arrêtées par le noyau externe de la Terre
(2900 km de profondeur)?
7. Que capte le sismographe du document 4 ?
8. Pourquoi le sismogramme obtenu à Canberra donne l’enregistrement
des vibrations dans trois directions orthogonales ?
9. Faire figurer sur les enregistrements du document 4 les ondes P et S au
niveau des 2 traits verticaux.
10. Déterminer graphiquement l’ordre de grandeur du décalage temporel tp
entre l’émission des ondes sismiques au niveau de l’épicentre et l’arrivée
des ondes P à Canberra et l’ordre de grandeur du décalage temporel tP-S
entre l’arrivée des ondes P et S à Canberra.
11.
Info : Tables de Jeffreys-Bullen
En utilisant les tables de Jeffreys-Bullen, déterminer la distance entre
l’épicentre du séisme au Japon et Canberra (Australie).
12.
Info : y = log x
x = 10 y
Dans une première estimation, la magnitude du séisme du 11 mars 2011
était donnée égale à 7,8.
Vérifier qu’une magnitude de 9 correspond à une amplitude 15 fois
supérieure à celle estimée et à une énergie libérée plus de 60 fois
supérieure à celle estimée.
13.
Info : si la longueur d’onde λ est très grande devant la
profondeur de l’océan (λ > 10 h), la célérité de l’onde est donnée
par la relation v = ඥg×h avec g = 9,8 m.s –2
On peut modéliser le tsunami comme la houle, par une onde de longueur
d’onde égale à environ 200 km. La profondeur de l’océan dans la zone de
l’épicentre du séisme est environ 1200 m.
Calculer la célérité du tsunami près de l’épicentre. Est-ce en accord avec
le document 6 ?
14. Calculer la célérité du tsunami près des côtes, en supposant une
profondeur de l’ordre de 10 m. Est-ce en accord avec le document 6 ?
15.
Info : la longueur d’onde λ, la célérité de l’onde v et la période
temporelle de l’onde T sont liés par la relation λ = v × T
Calculer la période temporelle du tsunami, au niveau de l’épicentre.
16. Sachant que la période temporelle se conserve, déterminer la longueur
d’onde au niveau des côtes ; Qu’en déduit-on ?
17. Info : L’énergie mécanique est la somme de l’énergie
cinétique (proportionnelle à la vitesse) et de l’énergie
potentielle de pesanteur (proportionnelle à la hauteur)
Comment expliquer la hauteur des vagues au niveau des côtes ?