Tremblement de terre

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Un tremblement de terre, ou séisme, résulte de la libération brusque d'énergie accumulée par les déplacements et les frictions des différentes plaques de la croûte terrestre (phénomènes regroupés sous le nom de tectonique des plaques). La plupart des tremblements de terre sont localisés sur des failles. 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 100 000 séismes sont enregistrés par an sur la planète^[1]. Les plus puissants d'entre eux comptent parmi les catastrophes naturelles les plus destructrices.

La science qui étudie ces phénomènes est la sismologie et l'instrument d'étude principal est le sismographe.

Conséquences d'un séisme à Mexico

Sommaire

1 Caractéristiques principales
- 1.1 Les trois catégories de tremblements de terre
- 1.2 Magnitude et Intensité
2 Les différents types d'ondes sismiques
3 Enregistrement des séismes
- 3.1 Les séismes les plus puissants enregistrés depuis 1900
- 3.2 Séismes les plus meurtriers depuis 1900
4 Notes et Sources
5 Voir aussi
- 5.1 Articles connexes
- 5.2 Liens externes
  - 5.2.1 Réseau sismographique accessible en ligne

[modifier] Caractéristiques principales

Le point d'origine d'un tremblement de terre est appelé hypocentre ou foyer. Il peut se trouver entre la surface et moins 700 km pour les événements les plus profonds. On parle plus souvent de l'épicentre du séisme, qui est le point de la surface de la Terre qui se trouve à la verticale de l'hypocentre.

[modifier] Les 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 :

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 la moitié des séismes destructeurs de la Terre, et ils 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 quelques jours. Ces secousses secondaires sont parfois plus dévastatrices que la secousse principale, car elles peuvent faire s'écrouler des bâtiments qui n'avaient étés qu'endommagés, alors que les secours sont à l'œuvre.
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.
La troisième catégorie est d'origine artificielle. En effet, certaines activités humaines telles que barrages, pompages profonds, extraction minière, explosions souterraines ou essais nucléaires peuvent entraîner des séismes de faible à moyenne magnitude.

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.

[modifier] Magnitude et Intensité

Voir l’article 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^[4]. 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^[4]. En raison de ce caractère logarithmique, lorsque l'amplitude du mouvement ou l'énergie libérée par le séisme varient d'un facteur 10, la magnitude change d'une unité. Ainsi, un séisme de magnitude 7 sera dix fois plus fort qu'un évènement de magnitude 6, cent fois plus fort qu'un magnitude 5. La magnitude n'a pas de limites théoriques mais, en pratique, les valeurs sont comprise entre 1 et 10.

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^[4]. Plusieurs valeurs peuvent être ainsi calculées (Magnitude locale $M L$ , de durée $M D$ , des ondes de surfaces $M S$ , des ondes de volumes $M B$ ). 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 $M W$ ) qui est directement reliée à l'énergie libérée lors du séisme^[4]. Des lois d'échelle relient cette magnitude de moment aux paramètres géométriques du séisme (surface rompue et quantité de glissement sur la faille).

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, nombres de personnes qui ressentent les secousses, ampleur des dégats, etc. ^[5]. 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.

[modifier] Les différents types d'ondes sismiques

Voir l’article 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 ^[6].

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 ^[6].
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^[6].

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^[6]. Généralement ce sont les ondes de surface qui produisent les effets destructeurs des séismes.

[modifier] Enregistrement des séismes

Les séismes dans le monde de 1963 à 1998

Les plus anciens relevés sismiques datent du VIIIe siècle av. J.-C. et sont l'œuvre des chinois.

[modifier] Les séismes les plus puissants enregistrés depuis 1900

Tremblement de terre au Chili, magnitude de moment 9,5 , le 22 mai 1960
Tremblement de terre de Sumatra-Andaman, magnitude 9,3 le 26 décembre 2004
Tremblement de terre du Vendredi Saint (Alaska), magnitude 9,2 le 27 mars 1964
Alaska, 9,1 en 1957
Kamtchatka, 9,0 en 1952
Équateur, 8,8 en 1906
Alaska, 8,7 en 1965
Tibet, 8,6 en 1950
Kamtchatka, 8,5 en 1923
Indonésie, 8,5 en 1938
îles Kouriles, 8,5 en 1963
Le 24 janvier 1939, le séisme de Chillán au Chili (magnitude 8,3) avait tué 28 000 personnes et blessé 58 000 autres.
Le 17 août 1906, un séisme de magnitude de 8,2 avait causé la mort de 20 000 personnes et fait 20 000 blessés à Valparaiso au Chili.

[modifier] Séismes les plus meurtriers depuis 1900

Tremblements de terre ayant fait plus de 15 000 victimes, d'après les estimations des autorités locales (la notation comporte respectivement le lieu, le pays, la date, la magnitude notée M, et le nombre d'êtres humains décédés) :

Kangra, Inde, le 04/04/1905, M=8,6, 19 000 morts
Santiago du Chili, Chili, le 17/08/1906, M=8,6, 20 000 morts
Messine, Italie, le 28/12/1908, M=7,5, 84 000 morts
Avezzano, Italie, le 13/01/1915, M=7,5, 29 980 morts
Bali, Indonésie, le 21/01/1917, M=?, 15 000 morts
Gansu, Chine, le 16/12/1920, M=8,6, 200 000 morts
Tokyo, Japon, le 01/09/1923, M=8,3, 143 000 morts. Le séisme est suivi d'un gigantesque incendie. (voir : Tremblement de terre de Kantō de 1923)
Xining, Chine, le 22/05/1927, M=8,3, 200 000 morts
Gansu, Chine, le 25/12/1932, M=7,6, 70 000 morts
Quetta, Pakistan, le 30/05/1935, M=7,5, 45 000 morts
Chillán, Chili, le 24/01/1939, M=8,3, 28 000 morts
Erzincan, Turquie, le 26/12/1939, M=8,0, 30 000 morts
Ashgabat, Turkménistan, le 05/10/1948, M=7,3, 110 000 morts
Agadir, Maroc, le 29/02/1960, M=5.7, de l'ordre de 12 000 morts
Iran, le 31/08/1968, M=7,3, 16 000 morts
Chimbote, Pérou, le 31/05/1970, M=7,8, 66 000 morts
Yibin, Chine, le 10/05/1974, M=6,8, 20 000 morts
Guatemala, le 04/02/1976, M=7,5, 23 000 morts
Tangshan, Chine, le 27/07/1976^[7], M=8. Le nombre officiel de morts est 250 000 personnes. D'autres estimations font état de 800 000 victimes directes ou indirectes ^[8]. (voir : Tremblement de terre de Tangshan de 1976)
Michoacan, Mexique, le 19/09/1985, M=8,1, 20 000 morts
Arménie, le 07/12/1988, M=7,0, 25 000 morts (voir : Séisme du 7 décembre 1988)
Zangan, Iran, le 20/06/1990, M=7,7, 45 000 morts
Kocaeli, Turquie, le 17/08/1999, M=7,4, 17 118 morts. (voir : Tremblement de terre en Turquie)
Bhuj, Inde, le 26/01/2001, M=7,7, 20 085 morts
Bam, Iran, le 26/12/2003, M=6,6, 26 200 morts
Sumatra, Indonésie, M=9,0, 232 000 morts. (voir : Tremblement de terre du 26 décembre 2004)
Nord du Pakistan, le 08/10/2005, M=7,6, 79 410 morts (voir : Tremblement de terre du 8 octobre 2005)

[modifier] Notes et Sources

↑ François Michel, Roches et paysages, reflets de l’histoire de la Terre, Paris, Belin, Orléans, brgm éditions, 2005, ISBN 2701140811, p.74
↑ ^2,0 ^2,1 Documents pédagogiques de l'EOST; les catégories de séismes [1]
↑ Les Séismes. Planète Terre, Université Laval, Québec [2]
↑ ^4,0 ^4,1 ^4,2 ^4,3 Documents pédagogiques de l'EOST; la magnitude d'un séisme [3]
↑ Documents pédagogiques de l'EOST; l'Intensité d'un séisme [4]
↑ ^6,0 ^6,1 ^6,2 ^6,3 Documents pédagogiques de l'EOST; les ondes sismiques [5]
↑ Le séisme a eu lieu le 28 juillet à 03:42 heure locale. Mais en général, la référence pour le temps d'origine d'un tremblement de terre est l'heure UTC, et donc le 27 juillet compte tenu des 8 heures de différence.
↑ François Michel, Roches et paysages, reflets de l’histoire de la Terre, Paris, Belin, Orléans, brgm éditions, 2005, ISBN 2701140811, p.74