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 ?