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Séisme

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Planisphère montrant que les zones de séismes sont en fait les limites des plaques lithosphériques
Des séismes de toutes importances signalés dans le monde, de 1963 à 1998.

Un tremblement de terre ou séisme, est un ensemble de secousses et de déformations brusques de l'écorce terrestre (surface de la Terre), produit par la libération brusque d'énergie accumulée par les déplacements des plaques tectoniques de la Terre.

Les séismes ne sont pas, la plupart du temps, ressentis par les humains, parce qu'ils sont trop faibles ; mais parfois, ils peuvent être dévastateurs.

La tectonique des plaques, cause première des tensions qui aboutissent aux séismes[modifier | modifier le wikicode]

Les plaques tectoniques terrestres.
Dorsale océanique.

La croûte terrestre est la couche « superficielle » à la surface solide de la planète Terre. Elle est de nature différente au matériau qu'elle chevauche, qui est celui qui forme le manteau de notre planète. Plus profondément, les matériaux deviennent plastiques. La croûte terrestre est de deux natures différentes : en simplifiant, la croûte continentale, souvent au-dessus du niveau marin, est essentiellement constituée de roches du type du granite ; et la croûte océanique qui forme le fond des océans, et qui n'est pratiquement faite que d'une roche volcanique, le basalte. Ces deux types de croûtes sont de natures, d'âges et de comportements mécaniques très différents. Pour ce qui nous intéresse ici, la propriété importante est que seule la croûte océanique se renouvelle à l'échelle de la centaine de millions d'années ; la croûte continentale semble elle plus « éternelle », ou du moins son âge est beaucoup plus ancien, typiquement de l'ordre du ou des milliards d'années. La croûte océanique est en effet engendrée en permanence au rythme de quelques centimètres par an, au niveau des dorsales océaniques, ces chaînes volcaniques sous-marines longilignes. Le plus souvent, les dorsales océaniques ont, le long de leur "ligne centrale", un rift océanique, qui est un fossé où se concentre l'activité volcanique, et qui est donc le plus souvent sous-marin. Des magmas se forment quelques dizaines de kilomètres sous ces rifts, dans le manteau, par fusion partielle (le plus souvent entre 15 et 20 % de fusion) de son matériau. Ces magmas, de nature quasi exclusivement basaltique, remontent d'abord au sein du manteau, puis arrivent au niveau des rifts, où, en s'y mettant en place, elles forcent les deux bords du fossé à s'écarter. Les laves refroidies forment ainsi progressivement de la nouvelle croûte océanique. Celle-ci a typiquement une épaisseur de 5 à 6 km (composée de laves épanchées les unes au-dessus des autres, mais aussi d'intrusions volcaniques qui se figent sous forme de filons plus ou moins verticaux). Une nouvelle bande de terrain se crée ainsi continûment, qui forme une nouvelle aire à la surface de la Terre, d'une largeur moyenne environ 100 à 200 mètres par millier d'années, le long du système des dorsales océaniques qui lui fait à peu près 60 à 80 000 km de long. C'est donc une surface importante qui est ainsi engendrée progressivement. Ce phénomène ferait-il alors croître la surface de notre planète ?

Des études ont montré au XXè siècle que la surface de la Terre est très constante, au moins à l'échelle du dernier milliard d'années. Alors, s'il s'en crée à certains endroits, les zones de dorsale, c'est qu'il doit s'en détruire autant ailleurs. De par les natures propres de chaque croûte, océanique et continentale, à nouveau seule la croûte océanique a la capacité à « replonger » au sein du manteau où elle finira par y être assimilée. Les lieux de ce retour de la croûte océanique dans les profondeurs de la planète s'appellent les zones de subduction. La subduction est le nom qui désigne le (complexe) phénomène géologique de retour de la croûte océanique au sein du manteau.

Le long des dorsales océaniques, de la surface se crée ; le long des zones de subduction, de la surface se détruit. Toute la surface du fond des océans est ainsi entraînée dans une immense reptation à la surface de la Terre. Et les continents ? Leur nature, un matériau relativement moins dense que celui de la croûte océanique et a fortiori du manteau, les empêche de repartir dans le manteau. Si celui-ci était liquide, on pourrait dire que les continents « flottent ». Mais le manteau n'est que plastique1, se déformant lentement, mais à l'état solide. Et les continents restent en surface, pour la même raison que des matériaux flottent sur des liquides : leur densité est plus faible que le matériau du manteau. En surface, la croûte océanique couvre un peu plus de la moitié de la surface de notre planète ; la croûte continentale, elle, est morcelée en quelques (très grandes) « îles ». Celles-ci sont de fait entraînées dans le ballet du déplacement horizontal des surfaces océaniques : c'est ce que l'on appelle, depuis le début du XXè siècle lorsque le savant allemand Alfred Wegener l'a pour la première fois décrite, d'abord comme une hypothèse, ultérieurement validée, puis dorénavant mesurée assez facilement avec l'avènement du système « GPS » : la « dérive des continents ».

Dérive des continents durant les 740 millions d'années passés sur Terre, comme des radeaux sur le magma profond avec formations de supercontinents à répétition.

Ce déplacement est très lent, mais gigantesque : la portion de croûte océanique qui lentement s'enfonce dans le manteau terrestre, semble immense à l'échelle humaine : jusqu'à quelques 600 km de plongement, sur une épaisseur d'environ 10 km, et par « panneaux » pouvant faire plusieurs centaines de kilomètres de large.

Que se passe-t-il lors d'un séisme ?[modifier | modifier le wikicode]

photographie montrant des immeubles endommagés de Port-au-Prince après le séisme de 2010
Dégâts à Port-au-Prince (Haïti), après le séisme de 2010.

Toute cette mécanique de déplacement de grandes zones de matériaux solides plus ou moins rigides crée des tensions au sein de la matière quand les déformations provoquées par les déplacements ne peuvent se produire assez rapidement. De telles tensions se créent principalement aux limites des plaques tectoniques, d'abord et surtout dans les zones de subduction, où la croûte océanique doit en plus subir une « torsion » pour passer du déplacement horizontal au plongement oblique, et où elle entre en contact avec l'autre croûte, océanique ou continentale, qui l'oblige à plonger. On trouve aussi d'autres zones de création et accumulation de tensions au niveau des dorsales, ainsi que lorsque deux plaques tectoniques « coulissent » latéralement l'une par rapport à l'autre, comme le long de la célèbre faille de San Andréas, au Mexique puis en Californie.

Le cadre simplificateur de la modélisation par la tectonique des plaques des déplacements des continents et des fonds océaniques, permet d'expliquer une très grande majorité d'une grande variété de phénomènes géologiques. Il reste toutefois des observations, en particulier des séismes parmi les plus puissants, qui nécessitent un raffinement au-delà de la tectonique des plaques. En particulier, dans certaines circonstances, la croûte continentale ne peut plus être considérée comme strictement rigide. Sa déformation, on peut le constater dans les zones de relief comme au sein des massifs montagneux, peut se produire comme si la croûte devenait pus « molle » (le terme « ductile » est employée), alors que pour d'autres endroits, c'est par cassures que la déformation se produit : on parle de régime « cassant » (on dit encore « fragile »), et les cassures prennent en géologie le nom de failles.

Le phénomène géologique de la cassure permet aux énergies qui se sont accumulées par les mises sous tension des matériaux, de se disperser. C'est ce que l'on appelle un séisme. Le long de la cassure, qui prend le nom de « faille », les roches se déplacent extrêmement rapidement, quelques mètres par seconde pendant quelques fractions de secondes pour des volumes de plusieurs milliers de m3, ceci afin de revenir à un état de moindre contrainte. L'énergie libérée se disperse alors sous la forme de vibrations qui se propagent très vite en s'éloignant de la zone de la faille. En surface, ces vibrations forment le phénomène de tremblement de terre : si le séisme est « fort »2, pendant le passage des vibrations, les gens ne peuvent plus tenir debout, des murs s'écroulent, des armoires basculent, et si le séisme est vraiment très fort, des bâtiments qui ne sont pas construits selon les méthodes qui leur permettent de résister (ou parce qu'ils sont trop anciens), peuvent s'écrouler sur eux-mêmes ; les bâtiments anti-sismiques ne s'écroulent pas, mais ils peuvent être déplacés, et se retrouver très inclinés.

Tsunami[modifier | modifier le wikicode]

Si un séisme a lieu en mer, la mer se met en mouvement sur toute sa hauteur (ce n'est pas comme la marée) : il n'y a pas beaucoup de vagues mais c'est toute la mer qui s'est élevée de 10 m : la vitesse est élevée comme un avion si la mer est profonde de 4km, mais elle diminue à très peu si la mer devient peu profonde en devenant une vague énorme par accumulation des eaux bloquées, au moment où elle arrive sur la plage, cette énorme masse d'eau balaie tout : on appelle cela un tsunami, ou raz-de-marée.

Le dernier grand tsunami, est le 11mars 2011 au Japon, 20mille morts, vague de 15m à 40m, trop haut pour que la centrale de Fukushima soit protégée de la noyade et explose, après celui en 2004 commencé près de Sumatra, qui a tué plus de 200 000 personnes sur les côtes de l'Océan Indien et de Sumatra en 2004.

Caractéristiques d'un séisme[modifier | modifier le wikicode]

Épicentre, hypocentre (foyer) et faille.

Tout d'abord un séisme se caractérise par plusieurs données.

  • le foyer est le lieu profond où la matière se déplace; l'origine du séisme.
  • la magnitude est la mesure de la quantité d'énergie dégagée par le séisme. Elle se mesure avec l'échelle de Richter qui n'a pas de maximum, mais les chiffres utilisés proviennent d'une actualisation de cette échelle par Hiroo Kanamori dans les années 1970. En effet l'échelle de Richter n'est pas assez précise lorsqu'il s'agit de gros séismes (supérieur à 7). Où à chaque fois qu'un point est passé, la puissance est multiplié par 30.
  • l'épicentre est le point de la surface terrestre où l'intensité du séisme est au maximum.
  • l'intensité, qui est basée sur les dégâts en surface. Elle est mesurée sur l'échelle de Mercalli graduée de 1 à 12. On utilise aujourd'hui une autre échelle, celle de Medvedev-Sponheuer-Karnik.

En 1755, un grand tremblement de terre suivi d'un tsunami ravagea Lisbonne et toute la côte jusqu'au Maroc ; il y eut entre 50 000 et 100 000 morts selon les sources3. Une abondante littérature l'évoque ; peu après, la sismologie fut créée.

Le séisme récent le plus meurtrier est celui qui a ravagé Port-au-Prince, en Haïti, le 12 janvier 2010. Deux secousses successives ont causé la mort de 300 000 personnes et laissé derrière elles plus d'un million de sans-abri. La ville et ses environs ont été presque totalement détruits, et la vie sur l'île complètement désorganisée.

Prévision des séismes[modifier | modifier le wikicode]

On enregistre chaque année des milliers de tremblements de terre sur les sismographes. On étudie l'évolution des plaques et leur « plan-glissière ». La faille-glissière la plus étudiée est celle de Californie vers Los Angeles : on sait quelles contraintes se produisent, mais on ne sait pas quand elle va céder.

Le processus des tremblements de terre est compris, mais on ne sait pas les prévoir précisément. On sait, par contre, construire des immeubles résistant aux secousses en para-sismique.

On ne saura probablement jamais prévoir le moment exact d'un séisme, car c'est une rupture dans un système chaotique. C'est le cas lorsqu'on tire lentement de plus en plus sur une corde et de prévoir exactement quand elle cassera, c'est impossible.

Relation fréquence-magnitude[modifier | modifier le wikicode]

Les spécialistes mesurent une relation entre la fréquence au hasard de répétition des séismes et leur magnitude. Elle permet d'estimer le risque futur des séismes. La loi de Gutenberg-Richter démontre que l'énergie des séismes pour faire grandir les montagnes réside essentiellement dans les séismes supérieurs à une magnitude de 7.

Ce type de loi statistique de probabilité, dite loi de Pareto, décrit beaucoup d'autres phénomènes complexes, comme étudiés en premiers par Pareto vers 1900 pour la répartition des richesses.

Approximativement, la fréquence est divisée par 10 pour une augmentation de magnitude de 1 : par exemple entre magnitude 5 et 6, c'est-à-dire avec une énergie sismique 31 fois plus élevée, la fréquence est divisée par 10, en raison de la relation entre magnitude et énergie, 31 fois plus d'énergie pour 1 en magnitude. Entre un séisme de magnitude 5,5 par exemple et un de magnitude 7,5, il y a un facteur 31 x 31 = 1 000 en énergie et en fréquence de répétition.

En France, la fréquence de répétition pour les séismes de magnitude 5,5 est au dessus de 10 ans (10 à 30 ans) et la fréquence des séismes supérieurs à 7,5 est 100 fois moins, égale à 10 x 100 = 1 000 ans.

Cette fréquence de séismes rares et très forts permet d'expliquer la montée des montagnes, comme les Alpes et les Pyrénées, sur des millions d'années.

Les séismes dans l'imaginaire humain[modifier | modifier le wikicode]

La violence et les effets dévastateurs des séismes étaient autrefois considérés comme des manifestations de divinités.

Dans les légendes japonaises, les séismes étaient provoqués par Namazu, une créature ressemblant à un énorme poisson-chat. Celui-ci vivait dans la vase du fond des mers, sous les îles. Afin de le faire tenir tranquille, le dieu Kashima était chargé de le surveiller.

Dans les légendes nordiques, le serpent Jormungand enserre le monde dans ses anneaux et provoque les raz-de-marée et les séismes. Le dieu Thor, maître du vent, des orages et du tonnerre, est chargé de le combattre.

Dans les croyances aztèques, le cinquième Soleil (ou monde) est voué à disparaître dans des tremblements de terres. Le monde actuel est désigné par ce « cinquième Soleil ».

Grands séismes connus[modifier | modifier le wikicode]

Au total, dans le monde, quatre séismes ont dépassé la magnitude 9 depuis le début que l'on mesure :

Il y a aussi d'autres séismes qui ont été moins violents :

  • En 1356, en France, à Bâle, avec une force de 6,8 et des centaines de morts. C'est un des plus forts historiques en France (à part ceux en Guadeloupe et Martinique très sérieux).
  • Le 29 février 1980, dans les Pyrénées-Atlantiques, magnitude 5,2, épicentre Arudy, ressenti jusqu'à Toulouse et en Provence-Alpes-Côte-d'Azur.
  • En 1755, en Europe, le tremblement de terre de Lisbonne, tsunami jusqu'au Maroc, près de 100 000 morts, magnitude était entre 8 à 9 qui a secoué toute l'Europe.
  • Le 28 décembre 1908, en Europe, à Messine entre la Sicile et la Calabre, magnitude 7,1, 80 000 morts environ, avec un tsunami de 10 mètres qui se passe 10 minutes après, très vite oublié dès les années 1930.
  • Le 6 février 2023, les séismes de 2023 en Turquie et Syrie, 50 000 morts, car trop peu de constructions anti-sismiques respectant les normes (il y avait eu des amnisties avant pour non respect de ces normes), magnitude 7,8 avec plusieurs séismes similaires.
  • Le séisme du 28 juillet 1976 en Chine à Tangshan, magnitude 8,2, 243 000 à 800 000 morts, quasiment passé inaperçu du temps de la Chine de Mao qui est alors coupée du monde et refusa l'aide internationale.
  • Le 12 janvier 2010 à Haïti, magnitude 7,3, près de 300 000 morts avec, dans la zone de très fortes destructions niveau 8. Cette région a un très long passé de séismes en 1751, 1770, 1842, 1887, 1904...

Voir aussi[modifier | modifier le wikicode]

Liens externes[modifier | modifier le wikicode]

Références[modifier | modifier le wikicode]

  1. En toute rigueur, la partie du manteau juste sous les croûtes, la continentale comme la océanique, est trop froide pour être considérée comme plastique, même à l'échelle de temps des centaines de millions d'années. Cette partie du manteau se déplace alors « rigidement » avec la croûte qui la chevauche, et c'est cet ensemble que l'on appelle la lithosphère, et qui définit aussi par leur extension géographique, les plaques tectoniques.
  2. L'intensité du séisme correspond à la quantité d'énergie qui avait été emmagasinée et qui est libérée lors de la cassure des matériaux le long de la faille. Elle se mesure à partir des vibrations enregisteées par des instruments appelés sismomètres. Elle s'indique par un nombre appelé « magnitude », qui est à progression géométrique : quand la magnitude augmente d'une unité, c'est que l'énergie libérée a été environ 30 fois (multiplication) plus forte. Un écart de deux unités correspond à des énergies en rapport 1000 ; etc.
  3. « Tremblement de terre de Lisbonne de 1755 » (version consultée le 13 février 2008)
Tu peux lire la définition de séisme sur le Dico des Ados.
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