Les séismes - ESPE de Bretagne

Les grands
phénomènes
géologiques
Auteur : Frédéric Puech
Formateur SVT
ESPE de Bretagne
Objectifs
Ce cours en ligne vous apportera une information de base, richement illustrée, concernant
« la géodynamique terrestre ».
La dynamique terrestre est abordée à partir de ses manifestations les plus spectaculaires
car pouvant être appréhendées à l'échelle humaine : séismes et volcanismes
Ce thème permet d'introduire la notion d'aléas géologiques et de prévention des risques
Ce cours sur « les grands phénomènes géologiques » est divisé en 3 chapitres :
 Chapitre 1 : volcans et volcanisme
 Chapitre 2 : localisation et origine de l'activité volcanique
 Chapitre 3 : séisme : origine, détection et prévention
Un ensemble d’exercices accompagne chaque chapitre.
Chapitre 3 – Les séismes
La surface de notre planète est régulièrement frappée par des tremblements de terre aux
conséquences humaines parfois dramatiques.
Nous avons tous en mémoire les images du 11 mars 2011 au Japon ou plus récemment
en Italie.
Un séisme ou tremblement de terre se traduit en surface par des vibrations du sol.
Mais qu'est ce qu'un séisme ? Quelle en est l'origine ?
Comment expliquer que seules certaines régions du monde soient concernées ?
Peut-on prévoir les séismes et s'en protéger ?
1 - une localisation très précise des foyers sismiques
La France est secouée régulièrement de séismes, souvent de faibles amplitudes.
La région Bretagne n'échappe pas à la règle : tel est le cas du séisme du 07 février 2000
de magnitude 4,5 ayant pour épicentre (point de la surface situé à la verticale du foyer
sismique) BREST.
Le document joint permet de
localiser
les
séismes
enregistrés depuis 2005 en
France. Ces séismes sont
surtout
concentrés
dans
certaines régions de notre
territoire, et plus précisément
aux endroits où se trouvent de
nombreuses failles (Pyrénées,
Alpes, Massif Central, Massif
Armoricain …)
Ils semblerait qu'il existe un
lien fort entre tremblement de
terre et fracture de l'écorce
terrestre.
Pour obtenir une fracture de l'écorce terrestre, il faut exercer sur la roche des contraintes.
Ces contraintes peuvent correspondre à des mouvements de compression ou d'extension.
La modélisation suivante permet de visualiser les résultats obtenus sur un bloc de sable
tassé : des failles apparaissent nettement sous l'action de ces contraintes.
La rupture de la roche est-elle à l'origine des séismes ?
Les séismes se manifestent par la propagation d'ondes sismiques dans toutes les
directions de l'espace. Ces ondes sismiques peuvent être enregistrées au moyen de
capteurs (sismomètre). Nous allons chercher par la modélisation à établir le lien entre la
formation de failles et la présence d'un tremblement de terre.
Les contraintes exercées sur le bloc de polystyrène entrainent sa rupture brutale et
génèrent des vibrations qui se propagent. Donc la rupture de la roche peut être à l'origine
des séismes.
Dans la nature, ces contraintes d'extension et de compression sont exercées sur les
roches en limite de plaques lithosphériques (mouvement de divergence ou de
convergence).
Il s'ensuit la formation de failles à l'origine de la formation et de la propagation d'ondes
sismiques. Le lieu où se produit la rupture constitue le foyer sismique ou hypocentre.
La modélisation permet ainsi d'établir le lien entre contraintes, failles et propagation
d'ondes vibratoires. En accord avec les informations apportées par l'exploitation des
modèles, on s'attend à trouver les principaux foyers sismiques au niveau des marges
actives.
Le document ci-dessous confirme cette affirmation.
Mais alors... qu'est ce qu'un séisme ?
2 – une définition en quelques mots
Un séisme ou tremblement de terre est
provoqué par un mouvement brutal de l'écorce
terrestre libérant de l'énergie au niveau du
foyer.
Les vibrations produites se propagent dans
toutes les directions de l'espace et sont
enregistrables au moyen de sismographes ou
de sismomètres.
L'enregistrement obtenu est un sismogramme.
Sismogramme enregistré à Canberra (Australie)
lors du séisme du 4 octobre 2000
Sous l'action des contraintes, la roche accumule de l'énergie jusqu'à son point de rupture.
Lorsque le point de rupture est dépassé, la roche se rompt (formation d'une faille) et
l'énergie accumulée est brutalement libérée sous la forme de vibrations (ondes sismiques)
qui se propagent dans toutes les directions de l'espace, provoquant en surface un
tremblement de terre.
Le point d'origine d'un séisme est appelé hypocentre ou foyer sismique.
On parle de l'épicentre du séisme pour désigner le point de la surface de la Terre qui se
trouve directement à la verticale de l'hypocentre.
Accumulation
d'énergie
Point de
rupture
Les séismes ne sont pas toujours le résultat de la formation de nouvelles failles mais
correspondent le plus souvent au « rejeu » de failles anciennes.
→ exemple proposé : mouvement de cisaillement sous l'action de contraintes
1. Les deux compartiments situés de part et d'autre de la faille tendent à se déplacer
l'un par rapport à l'autre
2. Des forces de frottements contrarient le mouvement. Les deux compartiments se
déforment dans les limites de l'élasticité des roches qui les composent.
3. Quand les forces du déplacement sont plus importantes que les forces de
frottement, il se produit une rupture. Les deux compartiments retrouvent alors
brutalement leur forme initiale, ce qui se traduit par un déplacement des deux
compartiments le long de la faille. Ce déplacement brutal provoque la formation
d'une onde de choc qui se propage.
3. les facteurs qui modifient l'amplitude d'un séisme
Selon l'endroit de la planète où l'on se trouve, on constate que le même séisme n'a pas le
même impact sur l'environnement.
La distance à la source modifie-t-elle l'amplitude du séisme ?
En est-il de même de la nature des terrains traversés ?
Les modélisations suivantes permettent de répondre aux questions posées.
On constate très nettement que l'amplitude
du signal diminue avec la distance :
l'amplitude étant la plus importante à
proximité de la source (donc à l'épicentre =
projection en surface du foyer)
La propagation des ondes
sismiques peut-elle être modifiée
par la nature du terrain ?
Vérification par l'expérience
L'amplitude du signal est augmentée lorsque le 2ème capteur situé à équidistance du 1er
capteur est placé sur du sable humide.
Donc les sols mous amplifient les effets : on parle d'effet de site.
BILAN
4. les renseignements
sismiques.
apportés
par
l'étude
des
ondes
Il existe de nombreuses stations sismiques
réparties sur notre planète. Les différents
enregistrements obtenus par chaque station
pour un même séisme nous apporte de
nombreuses informations :
4.1– Localisation de l'épicentre
Les enregistrements ou sismogrammes permettent de repérer différents types d'onde en
fonction de leur temps d'arrivée et de leur amplitude. On distingue :
 Les ondes P (= ondes primaires)
→ Ondes les plus rapides, capables de se
propager dans un milieu solide et liquide
 Les ondes S (= ondes secondaires)
→ Ondes moins rapides ne se propageant
que dans un milieu solide
 Les ondes L (= ondes de Love)
→ Moins rapides mais de plus grandes
amplitudes, elles correspondent à des
Sismogramme enregistré à Canberra (Australie)
mouvements complexes du sol
lors du séisme du 4 octobre 2000
→ Ne se déplacent que dans les couches
superficielles du sol
L'étude de plusieurs sismogrammes obtenus sur différentes stations pour un même
séisme permet de connaître la position exacte de l'épicentre
→ mesure du temps écoulé entre l'arrivée
des ondes P et des ondes S
→ utilisation d'un hodographe pour
reporter ce temps écoulé et déterminer la
distance station-épicentre
hodographe
Remarque : A partir des temps d'arrivée des ondes dans différentes stations, il est
possible de tracer des courbes de propagation des ondes P, S et L (= courbes
hodochrones). L'ensemble de ces courbes forme un hodographe
Les ondes P et S sont des ondes de volume (elles peuvent se propager à l'intérieur du
globe terrestre) : On constate que leur vitesse augmente avec la profondeur (tracé
courbe) ce qui révèle l'hétérogénéité des couches traversées.
Les ondes L sont des ondes de surface : compte tenu qu'elles ne se propagent que dans
les couches superficielles du globe (milieu homogène), leur vitesse reste constante (d'où
la droite relevée)
4.2– cartographie de la structure interne du globe
Les ondes P et S sont des ondes de volume donc
se propagent dans toutes les directions, vers la
surface et vers la profondeur. On s'attend donc à
pouvoir enregistrer ces ondes dans les stations
sismiques situées en tout point du globe.
Or il s'avère que les ondes P ne sont pas
enregistrées pour les stations situées entre 103°
et 142° de part et d'autre de l'épicentre (distance
épicentrale comprise entre 11665 km et 15775 km).
Cette zone est appelée zone d'ombre.
103°
142°
Comment sommes-nous parvenus à expliquer l'existence de cette zone d'ombre
? Et quel enseignement en tire-t-on ?
A l'image des rais optiques, les ondes ou rais sismiques se réfléchissent et se réfractent
lorsqu'ils rencontrent des milieux de densité et de propriétés différentes.
On peut donc appliquer aux rais sismiques les lois de Décartes :
La loi de DESCARTES est double.
1) Le rayon réfléchi reste dans le
plan d'incidence
2) L'angle d'incidence est égal à
l'angle de réflexion î= î'
Considérons un rayon lumineux qui vient frapper le
miroir plan (M) au point I. En I élevons la
perpendiculaire IN Au miroir.
Le rayon incident et la perpendiculaire définissent un
plan appelé plan d'incidence.
Excepté le cas où la lumière
tombe perpendiculairement sur la
surface, le rayon lumineux change
brusquement de direction au
passage du dioptre.
La loi de DESCARTES est encore
double :
1) Le rayon réfracté reste dans le
plan d'incidence
2) les angles d'incidence et de
réfraction sont liés par la relation
: n1sin î1 = n2 sin î2
(n1 et n2 = indice du milieu traversé)
Remarque : On appelle dioptre la surface de séparation de deux milieux transparents
Les géophysiciens interprètent les
zones
d'ombre
comme
étant
la
conséquence de la réfraction des ondes
sismiques
lorsqu'elles
traversent
différentes couches de la Terre.
La zone d'ombre est donc le résultat de la
double réfraction des rais sismiques vers
2900 km : ceci a permis de mettre en
évidence la discontinuité de Gutenberg
séparant le manteau du noyau.
L'analyse fine de la manière dont les ondes sismiques sont propagées permet de
connaître la structure profonde de la Terre et d'être renseigné sur la nature des couches
traversées.
Ainsi l'absence de propagation des ondes S dans le noyau externe (voir document ci
dessous) accompagnée d'un ralentissement de la célérité (vitesse de propagation) des
ondes P montre que la discontinuité de Gutenberg marque la limite entre un milieu solide
(le manteau) et un milieu liquide (le noyau externe).
ondes P
Une analyse précise de la propagation des ondes sismiques dans les couches les plus
superficielles de notre planète a amené les géophysiciens à identifier la présence d'une
partie rigide (lithosphère) reposant sur une partie plus ductile (l'asthénosphère).
5. estimation et prévention des risques sismiques
On constate qu'un tremblement de terre affecte des régions de manière différente
Comment peut-on estimer la puissance d'un séisme ?
5.1– mesure de l'intensité d'un séisme
Afin de mesurer l'importance des séismes, les sismologues ont commencé par établir des
échelles dites d'intensité macrosismique, fondées sur les observations des effets des
séismes en un lieu donné en termes de destructions des installations humaines et de
modifications de l'aspect du terrain, mais également en termes d'effets psychologiques
sur la population (sentiment de peur, de panique, panique généralisée).
La 1ère échelle d'intensité utilisée en France et dans la plupart des pays européens est
celle mise au point en 1964 par Medvedev, Sponheuer et Karnik, dite échelle MSK. Les
degrés d'intensité qui caractérisent le niveau de la secousse tellurique et les effets
associés sont numérotés de I à XII. Cette évaluation qualitative très utile ne représente
en aucun cas une mesure d’un quelconque paramètre physique des vibrations du sol.
Actuellement cette échelle MSK a été
remplacée en 1998 par l'échelle
macrosismique européenne, sous sa
forme abrégée EMS98, qui reste une
échelle de mesure de l'intensité d'un
tremblement de terre à partir de ses
effets sur l'homme, sur les objets, sur
l'environnement et sur les bâtiments.
Elle comporte toujours 12 degrés et fut
appliquée dès 2000.
A partir de cette échelle EMS98, il a été
possible de produire des cartes
d'intensité sismique.
Exemple :
Séisme du
Vendée
14
février
2003
en
5.2– mesure de la magnitude d'un séisme
La magnitude d'un tremblement de terre mesure l'énergie libérée au foyer d'un
séisme. Plus le séisme a libéré d'énergie, plus la magnitude est élevée. Il s'agit d'une
échelle logarithmique, c'est-à-dire qu'un accroissement de magnitude de 1 correspond à
une multiplication par 30 de l'énergie et par 10 de l'amplitude du mouvement.
La magnitude dite de Richter se base sur
la mesure de l'amplitude maximale des
ondes sismiques sur un sismogramme. La
magnitude est définie comme le logarithme
décimal de cette valeur.
En simplifiant, la magnitude définie par
Richter (1935) établit le rapport entre la
distance épicentre / station et l'amplitude
des ondes sismiques
Les médias grand public indiquent souvent la magnitude d'un séisme sur l'échelle de
Richter ou sur l'échelle ouverte de Richter.
Ces terminologies sont impropres : l'échelle de Richter, stricto sensu, est une échelle
dépassée et cette mesure n'est fiable qu'à très courte distance (uniquement adaptée aux
tremblements de terre californiens).
Les magnitudes habituellement citées de nos jours sont en fait des magnitudes de
moment (notées Mw).
BILAN :
La magnitude et l'intensité sont deux mesures différentes. L'intensité est une mesure des
dommages causés par un tremblement de terre.
Il existe des relations reliant l'intensité maximale ressentie et la magnitude mais elles
sont très dépendantes du contexte géologique local. Ces relations servent en général à
donner une magnitude aux tremblements de terre historiques.
Les séismes sont des évènements imprévisibles et parfois destructeurs.
L'Homme a-t-il les moyens de s'en protéger ?
5.3– Estimation de l'aléa sismique et évaluation des risques
L’aléa sismique indique la probabilité
d’une action sismique lors d’une période de
temps donnée.
Pour calculer l’aléa sismique d’une zone, il
faut connaître la sismicité de la zone
(distribution des séismes dans le temps et
l’espace)
→ L'objectif est de mettre en place des
mesures préventives.
Cela nécessite :
 d'appliquer et d'adapter des normes
parasismiques
 d'étudier l’influence des effets locaux
de la zone (effet de site dû à la
nature du sous-sol)
Il est nécessaire de faire la distinction entre l'aléa sismique et le risque sismique. En
effet le risque sismique est l'impact de l'aléa sismique sur l'activité humaine en
général.
Ainsi on parle d'un aléa
sismique élevé pour une
région ayant une activité
sismique importante.
Mais à un aléa sismique
élevé ne correspond pas
forcement
un
risque
sismique élevé si la
région est déserte et ne
comporte
pas
de
construction.
En revanche même une zone ayant une sismicité modérée peut être considérée à haut
risque du fait de densité de la population, de l'importance du construit ou bien de la
présence d'édifices sensibles (centrales nucléaires, usines chimiques, dépôts de
carburants, ...).
5.4– Protection des populations
Elle passe par :
l'application de normes
parasismiques
la préparation de la population
aux gestes qui sauvent
Conclusion
Les tremblements de terre sont les résultats en surface de manifestations plus ou moins
profondes affectant l'écorce terrestre. La rupture brutale des roches ou le déplacement
rapide de 2 compartiments de la lithosphère le long de failles libère de grande quantité
d'énergie à l'origine de vibrations ou d'ondes sismiques se propageant dans toutes les
directions de l'espace. L'amplitude de ces ondes diminue avec la distance à la source mais
peut augmenter selon la nature des roches traversées (effet de site).
Les séismes étant directement associés aux mouvements des plaques lithosphériques,
nous avons cartographiés avec précision les régions à risque mais nous sommes toujours
dans l'incapacité de prévoir un séisme... seule une action sur les bâtis et sur la
préparation des populations permet de limiter les effets dévastateurs des séismes de
grande magnitude.
Nous nous sommes limités à présenter les séismes tectoniques mais il existe d'autre
catégories de tremblements de terre
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 (trémors) 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 génèrent des tremblements de terre, enregistrés par des
sismographes loin du pôle à travers le monde.
Séismes d'origine artificielle
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