Séisme

séisme ou tremblement de terre, secousse ou succession de secousses plus ou moins violentes du sol.

En janvier 1995, Kobe est frappée par le tremblement de terre le plus meurtrier que le Japon a connu depuis 1923. On dénombre plus de 6 000 morts et des centaines de milliers de personnes se retrouvent sans abri. Les infrastructures de la ville sont en outre, très largement endommagées, comme en témoigne cette voie rapide reliant Kobe à Osaka.

Un séisme résulte du relâchement brutal de contraintes dans la croûte terrestre, qui provoque un glissement de deux compartiments le long d’une faille et un rebond élastique. Ces secousses peuvent être imperceptibles ou très destructrices.

Les tremblements de terre se produisent lors d'un relâchement brutal des tensions (de part et d'autre d'une faille, par exemple) à l'intérieur de la croûte terrestre ; la rupture qui s'ensuit provoque des vibrations, légères ou fortes, de la surface du sol. Le foyer du séisme est le point initial de la rupture. Immédiatement au-dessus, l'épicentre est le lieu d'intensité maximale du choc en surface. Ces ondes de choc se propagent en cercles concentriques à partir du foyer et de l'épicentre, diminuant d'intensité à mesure qu'elles s'en éloignent. Ces ondes sismiques sont les ondes primaires (ondes P) et les ondes secondaires (ondes S). Les ondes P provoquent un déplacement des objets dans la direction de propagation des ondes de choc. Ce sont les premières que l'on ressent lors d'un séisme, car elles se propagent plus vite que les ondes S, qui déplacent les objets dans un sens perpendiculaire à la direction de propagation.

Six sortes d’ondes de choc sont engendrées au cours de ce processus. Deux sont classées comme ondes de volume — c’est-à-dire qu’elles se propagent à l’intérieur de la Terre — et les quatre autres sont des ondes de surface. Les ondes transmettent aux objets deux types de mouvements. Les ondes primaires ou de compression (ondes P) les font osciller d’avant en arrière dans la même direction que leur propagation, alors que les ondes secondaires ou de cisaillement transversal (ondes S) transmettent des vibrations perpendiculaires à leur direction. Les ondes P se propagent toujours à plus grande vitesse que les ondes S ; ainsi, quand un tremblement de terre se produit, les ondes P sont les premières à se manifester et à être enregistrées dans les observatoires sismologiques du monde entier.

Le sismographe présenté ici permet de détecter et d'enregistrer les mouvements d'ondes verticales. Lorsqu'une onde sismique atteint le sismographe, le sol, le cadre et le tambour rotatif vibrent en oscillant verticalement, alors que la masse suspendue par le ressort reste immobile du fait de son inertie. Le stylet relié à la masse trace ainsi une ligne brisée sur le tambour.

De tout temps, les questions relatives à la nature des séismes ont préoccupé les hommes vivant dans les zones à risque sismique. Certains philosophes grecs de l’Antiquité attribuent les tremblements de terre à des vents souterrains, alors que d’autres pensent qu’ils sont causés par les feux des profondeurs de la Terre. Vers 130 apr. J.-C., le savant chinois Chang Heng, qui pense que les ondes se propagent à travers la Terre à partir de la source d’un séisme, construit un vaisseau en bronze conçu pour enregistrer le passage de ces ondes. Huit ballons sont délicatement placés en équilibre sur la bouche de huit dragons disposés sur le pourtour du vaisseau ; toute vibration sismique, dans les parages, fait chuter un ou plusieurs ballons.

Pendant des siècles, les ondes sismiques sont observées avec ce type de moyens et il faut attendre l’époque contemporaine pour que des théories scientifiques expliquent la cause des tremblements de terre. L’une d’elles revient à l’ingénieur irlandais Robert Mallet. S’appuyant sur sa connaissance de la résistance et du comportement des matériaux de construction soumis à des contraintes, il déclare, en 1859, que les séismes se produisent « soit par une flexure soudaine et forcée des matériaux élastiques constituant une partie de la croûte terrestre, soit par un relâchement des contraintes suivi d’une fracturation de ces mêmes terrains ».

Plus tard, dans les années 1870, le géologue britannique John Milne conçoit le premier appareil d’enregistrement sismique, ou sismographe (du grec seismos, « séisme »). Composé d’un simple pendule et d’une aiguille suspendus sur une assiette en verre fumé, il est le premier instrument utilisé en sismologie permettant de différencier les ondes sismiques primaires des ondes secondaires. Le sismographe moderne est inventé au début du xx^e siècle par le prince Boris Galitzyne, un sismologue russe. L’appareil, constitué d’un pendule magnétique suspendu entre les pôles d’un électroaimant, contribue aux progrès de la recherche sismique contemporaine.

Aujourd’hui, on distingue trois catégories de séismes en fonction de leur origine : tectonique, volcanique ou artificielle. Les séismes tectoniques sont les plus fréquents et les plus dangereux ; ce sont également les plus difficiles à prévoir.

La principale cause des tremblements de terre est liée à la tectonique des plaques, autrement dit aux contraintes engendrées par les mouvements d’une douzaine de plaques majeures et mineures qui constituent la croûte terrestre. La plupart des séismes tectoniques se produisent aux limites des plaques, dans les zones où une plaque glisse le long d’une autre — comme dans le cas de la faille de San Andreas en Californie, zone à risque la plus importante de l’Amérique du Nord — ou s’enfonce (glisse) sous une autre plaque (phénomène dit de subduction). Les séismes associés aux zones de subduction représentent presque la moitié des séismes destructeurs de la Terre et dissipent 75 p. 100 de l’énergie sismique de la planète. Ils sont concentrés le long de la « ceinture de feu », une bande d’environ 38 600 km de long, qui coïncide avec les marges de l’océan Pacifique. Ils appartiennent à la catégorie des séismes profonds, le point de rupture se situant à une profondeur comprise entre 300 et 645 km. L’un des cas les plus catastrophiques est celui qui s’est produit en 1964 en Alaska (séisme de magnitude 9,2 sur l’échelle de Richter).

En dehors de la ceinture de feu, les séismes tectoniques se produisent dans des contextes géologiques différents. Les dorsales médio-océaniques — lieux de l’expansion des fonds océaniques — sont le siège de nombreux séismes, d’intensité modérée, dont le foyer est relativement superficiel (moins de 100 km de profondeur). Ces tremblements de terre sont rarement ressentis par les hommes et ne représentent que 5 p. 100 environ de l’énergie sismique de la planète ; ils sont enregistrés quotidiennement par les instruments ultra sensibles du réseau mondial des observatoires sismologiques. Une autre zone fortement sismique s’étend à travers la Méditerranée, la mer Caspienne et l’Himalaya et se termine dans le golfe du Bengale. Cette région coïncide avec un domaine complexe de chaînes montagneuses, jeunes et élevées, résultant de la convergence de plaques issues de la Laurasie et du Gondwana (des continents qui existaient avant les continents actuels) ainsi que de grandes failles de décrochement qui font coulisser des panneaux les uns par rapport aux autres. Ces zones de friction dissipent environ 15 p. 100 de l’énergie sismique de la Terre. Les tremblements de terre qui en résultent, à des profondeurs superficielles ou intermédiaires (entre 100 et 300 km), ont souvent dévasté des régions du Portugal, de l’Algérie, du Maroc, de l’Italie, de la Grèce, de la Macédoine, de la Turquie, de l’Arménie sans oublier l’Afghanistan, l’Iran et l’Inde.

Il arrive que des secousses rares mais très destructrices se produisent dans des zones réputées tectoniquement calmes. Les principaux exemples de ces ébranlements intraplaques sont les trois séismes d’une force considérable qui ont frappé la région située autour de New Madrid (Missouri) en 1811 et en 1812. Assez puissants pour être ressentis à une distance de 1 600 km, ces chocs ont produit des déformations topographiques qui ont modifié le tracé du Mississippi. Les géologues pensent que les tremblements de terre de New Madrid révèlent un étirement de la croûte terrestre semblable à celui qui est à l’origine de la Rift Valley en Afrique.

Les séismes d’origine volcanique présentent surtout l’intérêt d’annoncer des éruptions volcaniques, comme ils l’ont fait pendant les semaines précédant l’éruption du mont Saint Helens (Washington) en mai 1980. Ces tremblements de terre se manifestent lorsque le magma s’accumule dans la chambre magmatique d’un volcan. Tandis que le sommet du volcan se soulève et que les flancs s’inclinent, des ruptures dans les roches comprimées sont révélées par une multitude de microséismes. Sur l’île d’Hawaii, des sismographes ont enregistré jusqu’à mille microséismes par jour avant une éruption.

Les hommes peuvent provoquer des séismes en raison de certaines activités telles que la constitution d’énormes réserves d’eau derrière des barrages, le pompage de fluides profonds, l’extraction minière ou les explosions souterraines de bombes atomiques. De faibles séismes se produisent de temps en temps lors de l’effondrement de galeries de mines abandonnées.

Certains tremblements de terre et éruptions volcaniques ont lieu sous les mers et les océans, en particulier dans l'océan Pacifique. Ces phénomènes sismiques et volcaniques peuvent engendrer des tsunamis, c'est-à-dire une série de vagues d'une force extrêmement dévastatrice lorsqu'elles atteignent le rivage. La vague de tsunami présentée sur cette photo a été engendrée par un séisme de faible magnitude au large des côtes indonésiennes.

Les tremblements de terre font peser de graves menaces sur les populations qui vivent dans des régions sismiques. Ils peuvent semer la mort en détruisant des habitations, des édifices publics, des ponts, des barrages ou en déclenchant de catastrophiques glissements de terrains.

Un tsunami a généralement pour origine un tremblement de terre sous-marin. Mais il peut également être engendré par une éruption volcanique sous-marine, un glissement de terrain ou, de manière plus exceptionnelle, un impact de météorite.

En cas de secousses sous-marines, les rivages peuvent être affectés par un autre risque : la formation de tsunami (ou raz-de-marée) ; ceux-ci sont provoqués par l’onde de choc qui se propage à la surface des eaux marines. De véritables murs d’eau sont projetés le long des côtes avec une telle violence que des villes entières peuvent être détruites ; cela a été le cas en 1896, à Sanriku, ville de 20 000 habitants, au Japon ; en 2004, un séisme sous-marin de magnitude 9,0 sur l’échelle de Richter a engendré le tsunami le plus meutrier de l’histoire des catastrophes naturelles, dévastant tout le sud de l’Asie.

Les tsunamis se forment au large des côtes, généralement à la suite d'un séisme sous-marin. Selon l'intensité (ou magnitude) des secousses, les vagues créées se déplacent avec plus ou moins d'énergie. Leur vitesse de propagation est d'autant plus élevée que leur longueur d'onde (distance entre deux crêtes) est grande et la couche d'eau épaisse. C'est pourquoi, en arrivant dans les eaux côtières peu profondes, les vagues ralentissent, se contractent et prennent rapidement de la hauteur (selon la loi de conservation de l'énergie). Lorsqu'elles atteignent le littoral, les vagues peuvent mesurer plusieurs dizaines de mètres de hauteur. En l'absence d'obstacles (végétation, habitations, digues), le tsunami peut s'enfoncer à l'intérieur des terres sur plusieurs kilomètres.Cette photo, prise le 23 mai 1960, montre les dégâts engendrés à Hilo (Hawaii) après le passage du tsunami formé au large des côtes du Chili, à la suite du plus fort tremblement de terre jamais enregistré (magnitude 9,5 sur l'échelle de Richter).

Les sols meubles, en particulier les sols remblayés, sont menacés par la liquéfaction, autre danger sismique. En effet, lorsqu’ils sont soumis aux ondes de choc d’un tremblement de terre, ces sols peuvent perdre toute cohérence et se comporter comme des sables mouvants. Des immeubles reposant sur ce type de matériaux ont été littéralement avalés, lors du tremblement de terre de San Francisco en 1906.

L’échelle de Richter, ainsi que d’autres échelles (EMS en Europe, Mercalli aux États-Unis), sont utilisées pour mesurer et comparer l'intensité des séismes. L’échelle de Richter mesure la magnitude, c'est-à-dire la quantité d’énergie libérée au foyer d'un séisme (point de déclenchement du tremblement de terre). L’échelle EMS 1992 (échelle macrosismique européenne, adoptée en 1992) se fonde sur les effets du séisme ressentis à la surface.

Les sismologues ont conçu deux échelles de mesure pour décrire quantitativement les séismes. L’une est l’échelle de Richter — du nom du sismologue américain Charles Francis Richter. Elle mesure l’énergie dissipée au foyer d’un séisme. C’est une échelle logarithmique. Une magnitude de 7 est dix fois plus puissante qu’une magnitude de 6, cent fois plus puissante qu’une magnitude de 5, mille fois plus puissante qu’une magnitude de 4, etc. On estime à huit cents le nombre annuel de séismes ayant une magnitude de 5 à 6 qui se produisent dans le monde, contre cinquante mille de magnitude 3 à 4, et seulement un tremblement de terre annuel de magnitude 8 à 9. Théoriquement, l’échelle de Richter est une échelle ouverte (elle n’a pas de limites), mais jusqu’en 1979, on pensait que la puissance maximale d’un séisme était de 8,5. Depuis lors, l’amélioration des techniques de mesure sismique a permis d’affiner l’échelle ; aujourd’hui, la limite supérieure est estimée à 9,5. La magnitude du tremblement de terre de San Francisco de 1906 a été ramenée de 8,3 à 7,9, tandis que celle du séisme de l’Alaska en 1964 a été élevée de 8,4 à 9,2.

Ce séisme, qui atteignit la magnitude 9,2 sur l'échelle de Richter, fut l'un des plus violents d'Amérique du Nord. Il dévasta Anchorage et Valdez en 1964.

L’autre échelle, introduite au début du xx^e siècle par le sismologue italien Giuseppe Mercalli, mesure l’intensité des secousses, maximale à l’épicentre, avec une graduation allant de I à XII. Elle est fondée sur les dégâts produits en surface ; comme ceux-ci diminuent lorsqu’on s’éloigne de l’hypocentre, l’intensité du tremblement de terre est appréciée qualitativement avec l’échelle de Mercalli et dépend du site de mesure. L’intensité I est détectée par les seuls instruments ; les dégâts matériels deviennent importants à partir de l’intensité VIII alors que l’intensité XII correspond à une catastrophe qui provoque une destruction totale. Les séismes d’intensité de II à III sont presque équivalents aux tremblements de terre de magnitude 3 à 4 sur l’échelle de Richter. Les séismes de XI à XII sur l’échelle de Mercalli peuvent être mis en corrélation avec des magnitudes de 8 à 9 sur l’échelle de Richter. L’échelle de Mercalli, révisée en 1964, porte le nom d’échelle MSK, du nom de ses auteurs : Medvedev, Sponheuer et Karnik.

Certaines tentatives de prévision du lieu et de la date d’un séisme sont concluantes depuis la fin des années 1970. La Chine, le Japon, la Russie et les États-Unis sont les pays qui soutiennent le plus activement la recherche dans ce domaine. En 1975, les Chinois ont prévu l’imminence d'un séisme d’une magnitude de 7,3 à Haicheng ; ils ont évacué 90 000 habitants deux jours seulement avant que le tremblement de terre ne détruise ou n’endommage 90 p. 100 des édifices de la ville. Un des indices ayant permis cette prévision a été la succession de secousses de faible magnitude qui a commencé cinq années auparavant dans la région.

Les déformations de la surface du sol, des variations du champ magnétique terrestre, le changement de niveau de l’eau dans les puits et même le comportement des animaux sont d’autres indices qui peuvent être significatifs. D’autres méthodes de prévision des séismes sont également mises en œuvre par les géologues. La première repose sur la mesure de la formation des contraintes dans la croûte terrestre ; les géologues recherchent les failles et évaluent leur activité. Enfin, la recherche de données historiques s’avère également indispensable pour connaître l’histoire sismique d’une région.

Le 18 avril 1906, San Francisco fut le théâtre d'un tremblement de terre dévastateur, estimé à 7,9 sur l'échelle de Richter, et qui provoqua un gigantesque incendie. Outre les nombreuses destructions matérielles, environ 3 000 victimes furent à déplorer.

Les enregistrements de tremblements de terre n’existent pas avant le milieu du vxiii^e siècle ou ne sont pas fiables. Parmi les tremblements de terre que l’Antiquité a connu de manière certaine figure celui qui s’est produit au large des côtes de la Grèce en 425 av. J.-C., faisant de Euboea une île. Un séisme a détruit la ville d’Ephèse en Asie Mineure en 17 apr. J.-C. ; un autre a rasé presque totalement Pompéi en 63, et deux autres encore ont partiellement détruit Rome en 476 et Constantinople, en 557, puis en 936. Au Moyen Âge et au début de l’époque moderne, d’importants séismes se sont produits : en Angleterre en 1318, à Naples en 1456 et à Lisbonne en 1531.

En 1556, le séisme de Shaanxi, en Chine, qui a tué environ 800 000 personnes, a été l’une des plus grandes catastrophes naturelles de l’histoire. En 1693, un tremblement de terre en Sicile a causé la mort d’environ 60 000 personnes. Au début du xviii^e siècle, la ville japonaise de Edo (aujourd’hui Tokyo) a été détruite, et quelque 200 000 personnes y ont trouvé la mort. En 1755, Lisbonne a été dévastée par un séisme et environ 60 000 personnes sont mortes, catastrophe qui figure dans Candide, de Voltaire. Le choc a été ressenti jusqu’en Angleterre. À Quito, aujourd’hui capitale de l’Équateur, plus de 40 000 personnes ont péri lors d’un tremblement de terre en 1797.

Plus récemment, l’un des tremblements de terre les plus violents (magnitude 9 sur l’échelle de Richter) et les plus meurtriers (près de 300 000 victimes) de l’histoire a eu lieu le 26 décembre 2004, au sud-ouest des côtes de Sumatra, en Indonésie. À l’origine de ce séisme se trouve le plongeon de la plaque indo-australienne sous la plaque eurasienne (voir tectonique des plaques). Comme tout séisme sous-marin de cette ampleur, il a entraîné la formation d’un tsunami d’une rare violence. Une fois formé, le tsunami s’est propagé à près de 800 km/h, atteignant même les côtes de Somalie et du Kenya, situées à plus de 6 000 km de l’épicentre. En outre, des mesures topographiques très précises effectuées par télédétection satellitaire (GPS notamment) indiquent que le séisme a déplacé certaines petites îles situées à proximité de l’épicentre d’une vingtaine de mètres. La puissance du séisme aurait même fait vaciller la Terre sur son axe de rotation.