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EARTH EXPLAINED · GUIDE DE LA LEÇON

Séismes 101

Pourquoi le sol tremble

Vidéo 8:44Niveau De la 5e à la 10e année · Cours universitaire d'initiation à la géologieNormes MS-ESS2-2, MS-ESS2-3, MS-ESS3-2, HS-ESS2-1, HS-ESS3-1, HS-PS4-1
Langue Français

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Qu'est-ce qui fait trembler le sol, pourquoi les séismes frappent-ils là où ils frappent, comment les mesure-t-on, et qu'est-ce qui détermine l'ampleur des dégâts qu'ils causent ?

Vers 5:12 du matin, le 18 avril 1906, la faille de San Andreas a glissé sur quelque 296 milles (477 km) dans le nord de la Californie, et San Francisco a tremblé pendant environ une minute. Cette leçon pour débutants part de là et répond à quatre questions, dans l'ordre. Ce qui fait trembler le sol : les plaques de l'enveloppe extérieure de la Terre se déplacent de quelques centimètres par an, leurs bords se bloquent, la roche se déforme et emmagasine de l'énergie, puis elle se rompt brusquement le long d'une faille : c'est le rebond élastique décrit par Harry Fielding Reid en 1910. Pourquoi les séismes frappent là où ils frappent : le long des bords des plaques, là où elles s'écartent, coulissent l'une contre l'autre ou se poussent l'une contre l'autre, les plus grands de tous se produisant dans les zones de subduction. Comment on les mesure : les sismomètres enregistrent les ondes P, S et de surface ; la magnitude mesure l'énergie libérée, environ 32 fois plus à chaque échelon, tandis que l'intensité mesure les secousses en chaque lieu. Et ce qui détermine les dégâts : en 2010, un séisme de magnitude 7,0 a tué plus de 100 000 personnes en Haïti, tandis qu'un séisme de magnitude 8,8 au Chili, environ 500 fois plus énergétique, en a tué environ 500, parce que la plupart des bâtiments du Chili, construits selon des normes strictes, ont tenu. La leçon se termine par ce qu'il faut faire : se préparer, appliquer « Drop, Cover and Hold On » (se baisser, s'abriter, s'agripper), et gagner les hauteurs après des secousses fortes ou longues sur la côte.

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Objectifs d'apprentissage À la fin de cette leçon, les élèves sauront :

  1. Décrire l'enveloppe extérieure de la Terre comme un ensemble de plaques en mouvement, et donner leur vitesse typique (quelques centimètres par an).
  2. Expliquer le rebond élastique : comment les bords de plaques bloqués se déforment, emmagasinent de l'énergie et la libèrent soudainement quand une faille glisse, à l'aide des indices de 1906.
  3. Nommer les trois façons dont les plaques se rencontrent (en s'écartant, en coulissant l'une contre l'autre, en se poussant l'une contre l'autre) et décrire les séismes typiques de chacune, y compris pourquoi les plus grands séismes se produisent dans les zones de subduction.
  4. Distinguer l'endroit où un séisme commence de son épicentre, et classer les ondes P, les ondes S et les ondes de surface dans leur ordre d'arrivée.
  5. Expliquer ce que mesure la magnitude, et calculer combien d'énergie en plus un séisme libère pour un et pour deux échelons de plus sur l'échelle.
  6. Distinguer la magnitude de l'intensité, et expliquer pourquoi la profondeur et les sols meubles modifient les secousses en un lieu.
  7. S'appuyer sur les séismes de 2010 en Haïti et au Chili pour expliquer pourquoi les bâtiments déterminent une grande partie des dégâts d'un séisme, et décrire ce qu'il faut faire avant, pendant et après un séisme.

Avant de regarder

Vocabulaire clé ★ termes d'approfondissement pour les élèves plus âgés

Plaque tectonique
L'un des immenses morceaux rigides de l'enveloppe extérieure de la Terre. Les plaques se déplacent de quelques centimètres par an, à peu près à la vitesse à laquelle poussent les ongles.
Faille
Une fracture dans la roche le long de laquelle les deux côtés peuvent glisser l'un par rapport à l'autre. Un séisme est un glissement soudain sur une faille.
Rebond élastique
L'explication des séismes donnée par Harry Fielding Reid en 1910 : la roche le long d'une faille bloquée se déforme lentement à mesure que les plaques se déplacent, en emmagasinant de l'énergie, puis reprend brusquement sa forme quand la faille glisse.
Zone de subduction
Endroit où une plaque glisse sous une autre et s'enfonce dans le manteau. Les plaques peuvent s'y bloquer l'une contre l'autre sur une immense surface, et tous les séismes de magnitude 9 ou plus jamais mesurés ont frappé une zone de ce type.
Épicentre
Le point de la surface de la Terre situé juste au-dessus de l'endroit où un séisme commence. C'est le point indiqué sur une carte des séismes.
Hypocentre (foyer)★
L'endroit souterrain où une faille se rompt en premier et où un séisme commence. La plupart des séismes destructeurs commencent dans les quelques premières dizaines de kilomètres ; beaucoup commencent à moins d'environ 20 km (12 milles) de profondeur.
Sismomètre
Un instrument qui enregistre les mouvements du sol. Son enregistrement s'appelle un sismogramme.
Onde P
L'onde sismique la plus rapide, et la première à arriver. Elle pousse et tire la roche le long de son trajet, et elle est généralement douce.
Onde S
La deuxième onde à arriver. Elle secoue la roche perpendiculairement à son trajet, de haut en bas ou d'un côté à l'autre, et, avec les ondes de surface, elle provoque les secousses les plus fortes.
Onde de surface
Les ondes sismiques les plus lentes, qui roulent le long de la surface du sol ; elles arrivent en dernier.
Magnitude
Un nombre unique qui indique l'énergie libérée par un séisme. Chaque échelon entier de plus correspond à environ 32 fois plus d'énergie. Les scientifiques utilisent l'échelle de magnitude de moment (1979), qui a remplacé l'échelle de Richter de 1935 pour les grands séismes.
Intensité
La force avec laquelle le sol a tremblé en un endroit donné. Un séisme a une seule magnitude mais de nombreuses intensités, mesurées sur l'échelle de Mercalli modifiée.
Liquéfaction
Phénomène par lequel les secousses font se comporter un sol meuble et gorgé d'eau comme un liquide, si bien que les bâtiments qui s'y trouvent s'enfoncent ou basculent.
Réplique
Un séisme plus petit qui suit un grand séisme, à proximité, pendant des semaines, voire des années.
Alerte sismique précoce
Un système qui détecte les premières ondes P, rapides, et envoie une alerte avant l'arrivée des fortes secousses. Le Japon et la côte ouest des États-Unis (ShakeAlert) font partie des endroits qui en disposent ; le Mexique, Taïwan et d'autres ont aussi des systèmes.
Prévision
Un énoncé de la probabilité d'un séisme dans une région sur de nombreuses années. Contrairement à une prédiction, elle ne donne ni le moment, ni le lieu, ni la taille.

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0:005:12 du matin

Vers 5:12 du matin, le 18 avril 1906, le sol s'est mis à onduler sous San Francisco. Les fortes secousses ont duré environ 45 à 60 secondes ; des bâtiments se sont effondrés, des conduites de gaz se sont rompues, et des incendies ont brûlé pendant trois jours. Quelque part sur Terre, un séisme que l'on peut ressentir se produit environ toutes les cinq minutes (environ 100 000 par an). Le cours pose quatre questions, et y répond dans l'ordre.

0:48Le blocage, puis la rupture

L'enveloppe extérieure de la Terre est fragmentée en plaques qui se déplacent de quelques centimètres par an. Là où les plaques se rencontrent, leurs bords se bloquent tandis que les plaques continuent d'avancer, si bien que la roche se déforme et emmagasine de l'énergie. Quand elle ne peut plus résister, elle se rompt le long d'une faille et les deux côtés se décalent brusquement l'un par rapport à l'autre : c'est un séisme. En 1906, la faille de San Andreas a glissé sur environ 296 milles (477 km), décalant des routes et des clôtures d'environ 20 pieds (6 m) au maximum. Harry Fielding Reid a comparé des relevés topographiques effectués avant et après le séisme et l'a expliqué par le rebond élastique (1910).

2:13Où ils frappent

Sur une carte, les séismes dessinent les bords des plaques, avec la plus forte activité autour du Pacifique (la ceinture de feu). Là où les plaques s'écartent, comme en Islande, la croûte s'étire et des blocs s'effondrent : des séismes généralement peu profonds et plus faibles. Là où elles coulissent l'une contre l'autre, la plupart de ces failles se trouvent sous la mer, mais sur la terre ferme, comme la faille de San Andreas, elles passent près des villes. Là où elles se poussent l'une contre l'autre, l'une glisse généralement sous l'autre dans une zone de subduction, où se sont produits tous les séismes de magnitude 9 ou plus jamais mesurés ; là où deux continents entrent en collision, comme dans l'Himalaya, la croûte se plisse et forme des montagnes. Quelques séismes puissants frappent loin des bords de plaques, comme à New Madrid, dans le Missouri, en 1811–1812.

3:44La mesure des secousses

Un séisme commence en un point souterrain, souvent à moins de 20 km de profondeur, et la rupture se propage rapidement le long de la faille ; l'épicentre est le point de la surface situé au-dessus du point de départ. Les sismomètres enregistrent d'abord les ondes P, puis les ondes S, puis les ondes de surface ; les ondes S et les ondes de surface provoquent les secousses les plus fortes. La magnitude mesure l'énergie : chaque échelon correspond à environ 32 fois plus, si bien qu'un séisme de magnitude 7 libère environ 1 000 fois l'énergie d'un séisme de magnitude 5. L'intensité mesure les secousses en chaque lieu : elles sont plus fortes près de la faille, plus fortes pour les séismes moins profonds de même taille, et bien plus fortes sur les sols meubles, comme dans le Marina District de San Francisco en 1989.

5:40Les bâtiments, pas les séismes

Le 12 janvier 2010, un séisme de magnitude 7,0 a frappé juste à l'extérieur de Port-au-Prince, en Haïti ; des constructions en béton et en brique de mauvaise qualité se sont effondrées, et plus de 100 000 personnes sont mortes. Le 27 février 2010, un séisme de magnitude 8,8, environ 500 fois plus énergétique, a frappé juste au large des côtes du Chili. Les secousses ont été fortes, mais le Chili avait des normes de construction strictes et la plupart des bâtiments ont tenu ; environ 500 personnes sont mortes. Les systèmes d'alerte précoce peuvent donner quelques secondes d'avance, mais pas tout près de la faille. Se préparer (fixer les meubles lourds) ; pendant les secousses, « Drop, Cover and Hold On » (se baisser, s'abriter, s'agripper) ; sur la côte, des secousses fortes ou longues signifient qu'il faut gagner les hauteurs. Personne n'a jamais prédit de façon fiable un séisme majeur ; les scientifiques évaluent plutôt les probabilités.

7:53Trois choses

Un séisme est un glissement soudain sur une faille, qui libère une contrainte accumulée lentement au fil du mouvement des plaques. La plupart des séismes frappent là où les plaques se rencontrent, les plus grands là où l'une glisse sous l'autre. La magnitude mesure le séisme, l'intensité mesure les secousses, et ce sont les bâtiments qui déterminent l'ampleur des dégâts. Séismes 201 va plus loin : à l'intérieur de la faille, à travers le noyau de la planète, et dans la prévision.

Idées reçues courantes Pour l'enseignant

Idée reçueL'endroit le plus sûr pendant un séisme est l'encadrement d'une porte.

Ce que montrent les donnéesDans les maisons modernes, l'encadrement d'une porte n'est pas plus solide que n'importe quelle autre partie de la maison, et il ne vous protège pas des objets qui tombent ou sont projetés. Baissez-vous et mettez-vous à quatre pattes, protégez votre tête et votre nuque (sous une table solide s'il y en a une à proximité), et agrippez-vous jusqu'à ce que les secousses s'arrêtent.

Idée reçueIl faut sortir en courant dès que les secousses commencent.

Ce que montrent les donnéesBeaucoup de blessures surviennent chez des personnes qui se déplacent pendant les secousses, à cause de chutes et du verre et des débris qui tombent des bâtiments. Restez où vous êtes et appliquez « Drop, Cover and Hold On » ; ne sortez qu'une fois les secousses terminées, si c'est sans danger.

Idée reçueLes scientifiques peuvent prédire les séismes.

Ce que montrent les donnéesPersonne n'a jamais prédit de façon fiable le moment, le lieu et la taille d'un séisme majeur. Les scientifiques évaluent plutôt les probabilités sur des années et des décennies : par exemple, une probabilité supérieure à 99 % d'un séisme de magnitude 6,7 ou plus quelque part en Californie d'ici 30 ans (UCERF3, 2015).

Idée reçueUn séisme de magnitude 7 est juste un peu plus fort qu'un séisme de magnitude 6.

Ce que montrent les donnéesChaque échelon entier de l'échelle de magnitude correspond à environ 32 fois plus d'énergie, si bien qu'un séisme de magnitude 7 libère environ 32 fois l'énergie d'un séisme de magnitude 6, et environ 1 000 fois celle d'un séisme de magnitude 5.

Idée reçuePlus la magnitude est élevée, plus il y a de morts.

Ce que montrent les donnéesLes dégâts dépendent de l'endroit où le séisme frappe, de la profondeur à laquelle il commence, du sol, et surtout des bâtiments. Le séisme de magnitude 7,0 en Haïti en 2010 a tué plus de 100 000 personnes ; celui de magnitude 8,8 au Chili six semaines plus tard, environ 500 fois plus énergétique, en a tué environ 500.

Questions de discussion

  1. Les plaques ne se déplacent que de quelques centimètres par an. Comment un mouvement aussi lent peut-il produire un séisme qui dure moins d'une minute mais déplace le sol de plusieurs mètres ?
  2. Regardez une carte des séismes. Quels bords de plaques sont les plus actifs ? Pourquoi les bords du Pacifique pourraient-ils connaître les plus grands séismes ?
  3. Pourquoi, selon vous, les séismes de New Madrid de 1811–1812 surprennent-ils les scientifiques ? Que nous apprend leur existence sur les limites du schéma des bords de plaques ?
  4. Haïti et le Chili ont tous deux connu de grands séismes en 2010, mais avec des conséquences très différentes. Outre les normes de construction, quelles autres différences pourraient compter ?
  5. L'alerte précoce peut donner quelques secondes d'avance. Dressez une liste de choses qu'une ville, une école ou une famille pourrait faire en dix secondes pour réduire les dégâts.
  6. Si les scientifiques ne peuvent pas prédire les séismes, à quoi sert une prévision ? Qui devrait utiliser la prévision sur 30 ans de la Californie, et comment ?

Quiz Choisissez une réponse ; la correction est automatique

1.D'après la leçon, à quelle vitesse environ les plaques de la Terre se déplacent-elles ?

2.Qu'est-ce que le rebond élastique ?

3.Où se produisent la plupart des séismes ?

4.Tous les séismes de magnitude 9 ou plus jamais mesurés ont frappé quel type d'endroit ?

5.Qu'est-ce que l'épicentre d'un séisme ?

6.Dans quel ordre les ondes sismiques arrivent-elles à un sismomètre ?

7.Environ combien de fois plus d'énergie un séisme de magnitude 7 libère-t-il qu'un séisme de magnitude 5 ?

8.Quelle est la différence entre la magnitude et l'intensité ?

9.Pourquoi le séisme de magnitude 8,8 au Chili a-t-il fait beaucoup moins de morts que celui de magnitude 7,0 en Haïti, tous deux en 2010 ?

10.Vous êtes près de la côte et les secousses sont fortes, ou durent longtemps. Que devez-vous faire une fois qu'elles s'arrêtent ?

Réponse écrite

1. À l'aide de la notion de rebond élastique, expliquez comment des plaques qui ne se déplacent que de quelques centimètres par an peuvent provoquer un séisme soudain. Appuyez votre réponse sur des indices de 1906.

Ce que contient une bonne réponse

Les plaques se déplacent régulièrement, mais leurs bords sont bloqués par le frottement, si bien que la roche le long de la faille se déforme au lieu de glisser et emmagasine de l'énergie pendant des décennies ou des siècles. Quand la contrainte accumulée dépasse ce que la faille peut supporter, la faille glisse soudainement et la roche déformée reprend brusquement sa forme. En 1906, la faille de San Andreas a glissé sur environ 296 milles (477 km), et les routes et les clôtures qui la traversaient ont été décalées d'environ 20 pieds (6 m) au maximum. Reid a comparé des relevés topographiques effectués avant et après le séisme, qui montraient la lente déformation et le retour brusque, et a publié la théorie en 1910.

2. Dessinez une coupe d'un séisme : la faille, le point où il commence, l'épicentre et les ondes qui se propagent. Expliquez ensuite pourquoi un sismomètre éloigné enregistre les ondes P avant les ondes S et les ondes de surface, et comment l'alerte précoce s'en sert.

Ce que contient une bonne réponse

Le dessin montre une faille qui s'enfonce dans le sol, un point sur celle-ci où la rupture commence (l'hypocentre), l'épicentre juste au-dessus à la surface, et des cercles qui se propagent à partir du point de départ. Les ondes P se déplacent le plus vite, si bien qu'elles atteignent en premier un sismomètre éloigné ; les ondes S sont plus lentes et arrivent ensuite, et les ondes de surface, les plus lentes, arrivent en dernier. Les systèmes d'alerte précoce détectent les premières ondes P près de la faille et envoient une alerte qui peut voyager plus vite que les secousses plus lentes et plus fortes, ce qui donne quelques secondes d'avance aux endroits plus éloignés, mais pas aux endroits situés tout près de la faille.

3. Comparez les séismes de 2010 en Haïti (magnitude 7,0) et au Chili (magnitude 8,8). Calculez environ combien de fois plus d'énergie a libéré celui du Chili, et expliquez pourquoi son bilan a été tellement plus faible.

Ce que contient une bonne réponse

La différence est de 1,8 échelon de magnitude. Chaque échelon correspond à environ 32 fois l'énergie (10^1.5), donc 1,8 échelon correspond à environ 10^(1.5 × 1.8) = 10^2.7 ≈ 500 fois. Pourtant, environ 500 personnes sont mortes au Chili, et plus de 100 000 en Haïti. Le séisme d'Haïti a frappé juste à l'extérieur de sa capitale, sous des bâtiments en béton et en brique mal construits, avec trop peu d'acier, qui se sont effondrés. Celui du Chili a frappé juste au large des côtes et a fortement secoué ses villes, mais le pays avait des normes de construction strictes tirées de nombreux séismes meurtriers, et la plupart des bâtiments ont tenu. Ce sont les bâtiments qui ont fait l'essentiel de la différence.

Pour aller plus loin Université et lycée, niveau avancé

Mesurer la magnitude

La magnitude de moment repose sur le moment sismique M₀ = μ·A·D : la rigidité de la roche (μ, environ 3 × 10¹⁰ pascals pour les roches de la croûte), multipliée par la surface de faille qui a glissé (A), multipliée par le glissement moyen (D). Hanks et Kanamori (1979) ont défini Mw = (2/3)log₁₀M₀ − 10.7, avec M₀ en dynes-centimètres ; avec M₀ en newtons-mètres, la forme standard est Mw = (2/3)(log₁₀M₀ − 9.1). En réarrangeant, on obtient M₀ = 101.5 Mw + 9.1, si bien que chaque échelon entier multiplie le moment, et à peu près l'énergie rayonnée, par 101.5 ≈ 32. L'échelle de Richter de 1935 reposait sur la plus grande amplitude enregistrée par un sismomètre standard Wood-Anderson dans le sud de la Californie ; elle cesse de croître (elle sature) pour les très grands séismes, c'est pourquoi la magnitude de moment l'a remplacée.

Comment les sismologues localisent un séisme

Dans la croûte, les ondes P se déplacent à environ 6 km/s et les ondes S à environ 3,5 km/s. Plus l'écart entre l'arrivée des ondes P et celle des ondes S à une station est grand, plus le séisme est éloigné : en règle générale, on compte environ 8 km de distance pour chaque seconde d'écart S moins P. Avec la distance mesurée depuis trois stations ou plus, des cercles tracés autour de chaque station se croisent à l'épicentre. Les réseaux modernes utilisent des centaines de stations et les temps d'arrivée de nombreuses ondes à la fois, et déterminent aussi la profondeur. Séismes 201 va plus loin sur ce sujet.

Pourquoi les secousses dépendent du sol

Les ondes sismiques ralentissent quand elles passent d'une roche dure à des sédiments meubles. Pour transporter la même énergie, elles deviennent plus hautes, si bien qu'un sol meuble tremble plus fort : en 1989, les sites situés sur la boue de la baie et les remblais artificiels du Marina District de San Francisco ont tremblé bien plus fort que des sites voisins sur la roche. Si le sol meuble est peu compact, sableux et saturé d'eau, les secousses peuvent écarter les grains de sorte que l'eau supporte le poids : c'est la liquéfaction. Les normes de construction tiennent désormais compte du sol, et les ShakeMaps de l'USGS estiment les secousses en chaque lieu à partir à la fois du séisme et du sol local.

Des séismes loin des bords de plaques

Les séismes de New Madrid, de décembre 1811 à février 1812, ont frappé au milieu de la plaque nord-américaine, le long du Reelfoot Rift, une ancienne zone de faiblesse de la croûte. D'anciennes failles comme celles-ci peuvent être réactivées par les contraintes que les plaques transmettent à travers leur intérieur. Comme la croûte du centre et de l'est de l'Amérique du Nord est ancienne, froide et dure, les ondes s'y propagent loin avec peu de perte, si bien que les séismes y sont ressentis sur des surfaces bien plus grandes que les séismes de l'ouest de même magnitude.

Les prévisions et leurs limites

Une prévision indique la probabilité de séismes dépassant une certaine taille, dans une région, sur une période donnée. La troisième Uniform California Earthquake Rupture Forecast (UCERF3, 2015, réalisée par l'USGS, le California Geological Survey et le Southern California Earthquake Center) a combiné les vitesses de glissement des failles, l'historique des séismes passés et les mesures géodésiques du lent mouvement du sol, et a donné une probabilité supérieure à 99 % d'au moins un séisme de magnitude 6,7 ou plus en Californie d'ici 30 ans. En 1975, une évacuation à Haicheng, en Chine, fondée sur une série de séismes précurseurs, a sauvé de nombreuses vies, mais on ne peut pas distinguer à l'avance les séismes précurseurs des séismes ordinaires. L'année suivante, le séisme de Tangshan (1976) est survenu sans séismes précurseurs ni alerte, et a tué environ 240 000 personnes. Aucune méthode ne permet encore de prédire de façon fiable le moment, le lieu et la taille d'un séisme majeur.

Alignement sur les normes

Next Generation Science Standards (NGSS, États-Unis)

MS-ESS2-2

Construire une explication fondée sur des preuves de la manière dont les processus géoscientifiques ont modifié la surface de la Terre à différentes échelles de temps et d'espace.

Dans cet épisode : Le lent mouvement des plaques, accumulé sous forme de contrainte et libéré en quelques secondes ; les décalages de 1906 et le rebond élastique.

MS-ESS2-3

Analyser et interpréter des données sur la répartition des fossiles et des roches, la forme des continents et les structures du plancher océanique pour apporter des preuves des mouvements passés des plaques.

Dans cet épisode : En complément : la carte mondiale des séismes dessine les fosses océaniques et les dorsales médio-océaniques, qui sont des preuves des mouvements passés des plaques.

MS-ESS3-2

Analyser et interpréter des données sur les aléas naturels afin de prévoir de futurs événements catastrophiques et d'éclairer le développement de technologies pour en atténuer les effets.

Dans cet épisode : Magnitude et intensité, alerte précoce, normes de construction (Haïti et Chili, 2010) et prévision sur 30 ans de la Californie.

HS-ESS2-1

Élaborer un modèle pour illustrer comment les processus internes et superficiels de la Terre agissent à différentes échelles spatiales et temporelles pour former les reliefs des continents et des fonds océaniques.

Dans cet épisode : Des modèles de plaques qui s'écartent, qui coulissent l'une contre l'autre et qui glissent l'une sous l'autre, et de continents qui entrent en collision dans l'Himalaya.

HS-ESS3-1

Construire une explication fondée sur des preuves de la manière dont la disponibilité des ressources naturelles, la survenue d'aléas naturels et les changements climatiques ont influencé l'activité humaine.

Dans cet épisode : Pourquoi les bâtiments déterminent les dégâts ; se préparer, « Drop, Cover, Hold On » (se baisser, s'abriter, s'agripper) et l'alerte naturelle au tsunami.

HS-PS4-1

Utiliser des représentations mathématiques pour étayer une affirmation sur les relations entre la fréquence, la longueur d'onde et la vitesse des ondes qui se propagent dans différents milieux.

Dans cet épisode : Les ondes P, S et de surface ; leurs vitesses et leur ordre d'arrivée ; les ondes qui ralentissent et grandissent dans les sols meubles.

Advanced Placement (AP, États-Unis)

AP Environmental Science, Unit 4

Earth Systems and Resources (systèmes et ressources de la Terre) : tectonique des plaques et séismes.

Dans cet épisode : Limites de plaques, failles et répartition des séismes.

Cours universitaires

Introductory physical geology

Tectonique des plaques et séismes : failles, rebond élastique, ondes sismiques, magnitude et intensité, risques sismiques.

Dans cet épisode : La leçon couvre les sujets de la première semaine d'un module d'introduction sur les séismes ; la localisation des séismes et l'intérieur de la Terre sont traités ensuite dans Séismes 201.

Transcription La narration en français, comme dans les sous-titres

0:005:12 du matin

À cinq heures et 12 minutes, par un matin de printemps de 1906, San Francisco dormait encore. Puis, sans prévenir, le sol s'est mis à onduler. Pendant environ une minute, toute la ville a tremblé. Des bâtiments se sont effondrés, des conduites de gaz se sont rompues, et des incendies ont brûlé pendant trois jours.

0:16Ce qui s'est passé sous San Francisco ce matin-là se produit partout sur la planète. Quelque part sur Terre, le sol tremble assez fort pour être ressenti à peu près toutes les cinq minutes. La plupart de ces séismes sont faibles. Quelques-uns changent le cours de l'histoire.

0:30Dans ce cours, nous allons partir du tout début, avec quatre questions. Qu'est-ce qui fait trembler le sol ? Pourquoi les séismes frappent-ils là où ils frappent ? Comment les mesure-t-on ? Et qu'est-ce qui détermine l'ampleur des dégâts qu'ils causent ?

0:48Le blocage, puis la rupture

Pour comprendre ce matin-là, commençons par le sol lui-même. L'enveloppe extérieure de la Terre n'est pas d'un seul bloc. Elle est fragmentée en plaques géantes qui s'emboîtent comme les morceaux d'une coquille d'œuf fêlée. Les plaques sont toujours en mouvement, mais lentement, de quelques centimètres par an seulement. C'est à peu près la vitesse à laquelle poussent vos ongles.

1:06Là où deux plaques se rencontrent, leurs bords ne glissent pas en douceur. Ils s'accrochent l'un à l'autre et se bloquent, tandis que les plaques continuent d'avancer. La roche le long du bord se déforme lentement, comme une règle que l'on pousse par un bout. Année après année, elle emmagasine de l'énergie.

1:20Finalement, la roche ne peut plus résister. Elle se rompt le long d'une fracture appelée faille, et les deux côtés se décalent brusquement l'un par rapport à l'autre. Toute cette énergie accumulée s'échappe sous forme d'ondes qui traversent le sol. Ce glissement soudain, c'est un séisme.

1:35C'est ce qui s'est passé en 1906. La faille de San Andreas a glissé sur près de 300 milles, soit environ 480 kilomètres. Les routes et les clôtures qui la traversaient ont été arrachées. Par endroits, le décalage entre les deux côtés a atteint 20 pieds, soit environ 6 mètres.

1:53Un géologue nommé Harry Fielding Reid a comparé des relevés topographiques effectués avant et après le séisme. Ils montraient que le sol s'était lentement déformé pendant des décennies, puis était brusquement revenu en place, comme un ressort qu'on relâche. Il a appelé cela le rebond élastique. C'est encore ainsi que les scientifiques expliquent les séismes.

2:13Où ils frappent

Placez tous les séismes sur une carte, et un motif saute aux yeux. Ils s'alignent le long des bords des plaques. Le bord le plus actif fait le tour de l'océan Pacifique : la ceinture de feu, à laquelle un cours entier est consacré. Les plaques se rencontrent de trois façons, et chacune fait trembler le sol à sa manière.

2:29Là où les plaques s'écartent, comme en Islande, la croûte s'étire et se fissure, et des blocs de roche s'effondrent. Ces séismes sont généralement peu profonds et assez faibles.

2:40Là où les plaques coulissent latéralement l'une contre l'autre, le sol est brusquement secoué d'un côté à l'autre. La plupart de ces failles se trouvent sous la mer. Mais sur la terre ferme, comme la faille de San Andreas, elles peuvent être très dangereuses, car elles passent près des villes.

2:54Là où les plaques se poussent l'une contre l'autre, l'une glisse généralement sous l'autre, dans ce qu'on appelle une zone de subduction. Les deux peuvent se bloquer l'une contre l'autre sur une immense surface. C'est là que se produisent les géants. Tous les séismes de magnitude 9 ou plus jamais mesurés ont frappé une zone de subduction.

3:11Là où deux continents se poussent l'un contre l'autre, aucun des deux ne s'enfonce. La croûte se plisse plutôt et s'élève en montagnes, comme l'Himalaya. Certains des séismes les plus meurtriers sur la terre ferme ont frappé le long de cette bande, du Pakistan à la Chine.

3:25Quelques séismes frappent loin de tout bord de plaque. Au cours de l'hiver 1811-1812, une série de puissants séismes a secoué le centre des États-Unis, autour de New Madrid, dans le Missouri. Ils sont rares, mais ils montrent que les bords des plaques n'expliquent pas tout.

3:44La mesure des secousses

Chaque séisme commence en un point souterrain, là où la faille se rompt en premier, souvent à moins de 20 kilomètres de profondeur. La rupture se propage ensuite rapidement le long de la faille. Le point de la surface situé juste au-dessus du point de départ est l'épicentre : le point sur une carte des séismes. Les ondes se propagent dans toutes les directions, comme des ronds dans l'eau d'un étang.

4:04Des instruments appelés sismomètres enregistrent ces ondes, et elles arrivent toujours dans le même ordre. Viennent d'abord les ondes P, qui poussent et tirent la roche. Ce sont les plus rapides, et elles sont généralement douces. Ensuite, les ondes S secouent la roche de haut en bas ou d'un côté à l'autre. Enfin arrivent les ondes de surface, qui roulent le long du sol. Ce sont les ondes S et les ondes de surface qui provoquent les secousses les plus fortes.

4:27Pour comparer les séismes, les scientifiques attribuent à chacun une magnitude : un nombre unique qui indique la quantité d'énergie libérée. Chaque échelon de plus sur l'échelle correspond à environ 32 fois plus d'énergie. Ainsi, un séisme de magnitude 7 n'est pas juste un peu plus fort qu'un séisme de magnitude cinq. Il libère environ 1 000 fois plus d'énergie.

4:45Vous avez peut-être entendu parler de l'échelle de Richter, la première échelle de magnitude, créée en 1935. Les scientifiques utilisent aujourd'hui une échelle plus récente, appelée magnitude de moment, qui fonctionne même pour les plus grands séismes.

4:59La magnitude décrit le séisme. L'intensité décrit les secousses : la force avec laquelle le sol a bougé en un endroit donné. Un séisme a une seule magnitude, mais de nombreux niveaux de secousses, plus forts près de la faille et plus faibles plus loin.

5:15L'intensité ne dépend pas seulement de la distance. De deux séismes de même taille, le moins profond secoue plus fort la surface. Un sol meuble, comme du sable peu compact ou des remblais, peut aggraver considérablement les secousses. C'est ce qui s'est passé dans le Marina District de San Francisco en 1989, une histoire racontée dans notre cours sur le séisme de la Série mondiale.

5:40Les bâtiments, pas les séismes

Les ingénieurs ont un dicton : ce ne sont pas les séismes qui tuent les gens, ce sont les bâtiments. En janvier 2010, un séisme de magnitude 7 a frappé juste à l'extérieur de la capitale d'Haïti, Port-au-Prince. Beaucoup de bâtiments étaient en béton et en brique mal construits, avec trop peu d'acier, et ils se sont effondrés. Plus de 100 000 personnes sont mortes.

5:59Environ six semaines plus tard, un séisme bien plus puissant a frappé le Chili. Avec une magnitude de 8,8, il a libéré environ 500 fois plus d'énergie. Les secousses ont été fortes, mais le Chili avait des normes de construction strictes, tirées des leçons de nombreux séismes meurtriers, et la plupart des bâtiments ont tenu. Environ 500 personnes sont mortes.

6:19Les systèmes d'alerte peuvent aussi aider. Comme les ondes P arrivent en premier, des capteurs proches d'une faille peuvent les détecter et envoyer une alerte avant l'arrivée des fortes secousses. Le Japon et la côte ouest des États-Unis disposent tous deux de systèmes de ce type. L'alerte ne dure parfois que quelques secondes, mais cela suffit pour ralentir les trains, ouvrir les portes des casernes de pompiers et permettre aux gens de se mettre à l'abri. Tout près de la faille, il peut n'y avoir aucune alerte.

6:45Préparez-vous avant que cela commence : fixez au mur les meubles hauts et lourds. Quand la secousse commence, baissez-vous et mettez-vous à quatre pattes. Abritez-vous : protégez votre tête et votre nuque, sous une table solide s'il y en a une à proximité. Agrippez-vous jusqu'à ce que la secousse s'arrête. Ne courez pas dehors, et évitez l'encadrement de porte : dans une maison moderne, il n'est pas plus solide qu'ailleurs.

7:05De fortes secousses peuvent entraîner d'autres dangers : des glissements de terrain sur les pentes raides, des incendies dus aux conduites de gaz rompues, et près de la côte, un tsunami. Si vous êtes près de la côte et que la secousse est forte, ou dure plus de 20 secondes environ, gagnez immédiatement les hauteurs ou l'intérieur des terres. N'attendez pas d'alerte officielle. Le séisme lui-même sera peut-être votre seule alerte.

7:27Après un grand séisme viennent les répliques : des séismes plus petits, à proximité, qui peuvent se poursuivre pendant des semaines, voire des années. Personne n'a jamais prédit de façon fiable le moment, le lieu et la taille d'un séisme majeur. Les scientifiques évaluent plutôt les probabilités. Selon la prévision officielle de la Californie, un fort séisme quelque part dans l'État est presque certain d'ici 30 ans.

7:53Trois choses

Voici donc trois choses à retenir. Premièrement, un séisme est un glissement soudain sur une faille, qui libère une contrainte accumulée lentement au fil du mouvement des plaques. Deuxièmement, la plupart des séismes frappent là où les plaques se rencontrent, et les plus grands là où une plaque glisse sous une autre. Et troisièmement, la magnitude mesure le séisme, l'intensité mesure les secousses, et ce sont les bâtiments qui déterminent l'ampleur des dégâts.

8:16Le sol sous vos pieds se déplace de quelques centimètres chaque année. Les séismes sont les moments où il rattrape son retard. Dans Séismes deux cent un, nous irons plus loin : à l'intérieur de la faille, à travers le noyau de la planète, et dans la science de la prévision. Merci d'avoir regardé Earth Explained. Abonnez-vous pour le prochain cours, et regardez la planète en direct, jour et nuit, sur EarthWatch 24-7.

Sources

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  2. Lawson, A. C., et al. (1908–1910). The California Earthquake of April 18, 1906: Report of the State Earthquake Investigation Commission. Carnegie Institution of Washington. Vol. 2: H. F. Reid, The Mechanics of the Earthquake (1910). archive.org/details/californiaearthq872caliUtilisée pour : Rebond élastique, à partir des relevés effectués avant et après le séisme
  3. U.S. Geological Survey. Cool Earthquake Facts. www.usgs.gov/programs/earthquake-hazards/cool-earthquake-factsUtilisée pour : Environ 100 000 séismes ressentis par an ; la vitesse de la faille de San Andreas comparée à la pousse des ongles
  4. U.S. Geological Survey. 20 Largest Earthquakes in the World Since 1900. www.usgs.gov/programs/earthquake-hazards/science/20-largest-earthquakes-world-1900Utilisée pour : Les cinq séismes de magnitude 9 ou plus et leurs magnitudes
  5. U.S. Geological Survey. The 1811–1812 New Madrid, Missouri, Earthquakes. www.usgs.gov/programs/earthquake-hazards/science/1811-1812-new-madrid-missouri-earthquakesUtilisée pour : Les séismes de 1811–1812
  6. U.S. Geological Survey. Earthquake Magnitude, Energy Release, and Shaking Intensity. www.usgs.gov/programs/earthquake-hazards/earthquake-magnitude-energy-release-and-shaking-intensityUtilisée pour : La magnitude, environ 32 fois l'énergie par échelon, l'intensité
  7. Hanks, T. C., & Kanamori, H. (1979). A moment magnitude scale. Journal of Geophysical Research, 84(B5), 2348–2350. doi.org/10.1029/JB084iB05p02348Utilisée pour : La magnitude de moment
  8. U.S. Geological Survey. ShakeMap: M 6.9 Loma Prieta, 1989. earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/nc216859/shakemapUtilisée pour : Intensité des secousses la plus forte près de la faille et sur les sols meubles
  9. U.S. Geological Survey. M 7.0 – Haiti, January 12, 2010. Event page. earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/usp000h60hUtilisée pour : Magnitude, localisation et profondeur du séisme d'Haïti
  10. U.S. Geological Survey. M 8.8 – 2010 Maule, Chile, February 27, 2010. Event page. earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/official20100227063411530_30Utilisée pour : Magnitude et localisation du séisme du Chili
  11. Burkett, E. R., Given, D. D., & Jones, L. M. (2014, revised 2017). ShakeAlert—An earthquake early warning system for the United States West Coast. U.S. Geological Survey Fact Sheet 2014–3083. pubs.usgs.gov/publication/fs20143083Utilisée pour : L'alerte précoce et ce qu'elle peut déclencher
  12. Earthquake Country Alliance. Drop, Cover, and Hold On. The Great ShakeOut. www.shakeout.org/dropcoverholdonUtilisée pour : Que faire pendant les secousses ; le mythe de l'encadrement de porte ; la fixation des meubles
  13. NOAA / National Weather Service. Tsunami Safety. www.weather.gov/safety/tsunami-duringUtilisée pour : Signes naturels d'alerte : secousses fortes ou longues sur la côte
  14. U.S. Geological Survey. Can you predict earthquakes? www.usgs.gov/faqs/can-you-predict-earthquakesUtilisée pour : Prédiction ou prévision
  15. Field, E. H., et al. (2015). Long-Term Time-Dependent Probabilities for the Third Uniform California Earthquake Rupture Forecast (UCERF3). Bulletin of the Seismological Society of America, 105(2A), 511–543. doi.org/10.1785/0120140093Utilisée pour : Plus de 99 % de probabilité d'un séisme de M6,7 ou plus en Californie d'ici 30 ans
  16. Field, E. H., & 2014 Working Group on California Earthquake Probabilities (2015). UCERF3: A New Earthquake Forecast for California's Complex Fault System. U.S. Geological Survey Fact Sheet 2015–3009. pubs.usgs.gov/fs/2015/3009Utilisée pour : Plus de 99 % de probabilité d'un séisme de M6,7 ou plus en Californie d'ici 30 ans (résumé en langage courant)
  17. Wang, K., Chen, Q.-F., Sun, S., & Wang, A. (2006). Predicting the 1975 Haicheng earthquake. Bulletin of the Seismological Society of America, 96(3), 757–795. doi.org/10.1785/0120050191Utilisée pour : Haicheng, 1975

Images de l'épisode : USGS, NOAA et NASA (domaine public), avec des cartes NASA/USGS Landsat via NASA GIBS ; animations d'EarthWatch 24-7. Crédits complets : earthwatch247.com/credits.html.

Citer cette leçon

EarthWatch 24-7. (2026). Séismes 101: Pourquoi le sol tremble [Leçon vidéo]. Earth Explained: Séismes 101. https://earthwatch247.com/learn/earthquakes-101/fr/

Corrigé

  1. C. Les plaques se déplacent régulièrement, de quelques centimètres par an (USGS). Un séisme libère d'un coup de nombreuses années de ce lent mouvement.
  2. A. Harry Fielding Reid l'a décrit en 1910, après avoir comparé des relevés effectués avant et après le séisme de San Francisco de 1906.
  3. D. Sur une carte, les séismes dessinent les bords des plaques, avec la plus forte activité autour du Pacifique (la ceinture de feu).
  4. B. Dans les zones de subduction, les plaques peuvent se bloquer l'une contre l'autre sur une immense surface. Les cinq survenus depuis 1900 (Kamtchatka 1952, Chili 1960, Alaska 1964, Sumatra 2004, Japon 2011) ont tous frappé des zones de subduction (USGS).
  5. A. Le séisme commence en un point souterrain (l'hypocentre, ou foyer) ; l'épicentre est le point de la surface situé au-dessus. Les secousses les plus fortes se produisent souvent le long de toute la faille, pas seulement à l'épicentre.
  6. C. Les ondes P sont les plus rapides et arrivent en premier ; les ondes S viennent ensuite ; les ondes de surface sont les plus lentes. Les systèmes d'alerte précoce s'appuient sur cette avance.
  7. B. Chaque échelon entier correspond à environ 32 fois l'énergie, donc deux échelons font environ 32 × 32 ≈ 1 000 fois.
  8. D. Un séisme a une seule magnitude, mais de nombreuses intensités : plus fortes près de la faille et plus faibles plus loin, et plus fortes sur les sols meubles.
  9. C. Le séisme du Chili a libéré environ 500 fois plus d'énergie et a fortement secoué ses villes, mais ses bâtiments, construits selon des normes strictes tirées des séismes précédents, ont pour la plupart tenu. En Haïti, des constructions en béton et en brique de mauvaise qualité se sont effondrées.
  10. A. Des secousses fortes ou longues sur la côte sont un signe naturel d'alerte au tsunami (NOAA). Le séisme lui-même sera peut-être la seule alerte que vous recevrez.

Réponse écrite

  1. Les plaques se déplacent régulièrement, mais leurs bords sont bloqués par le frottement, si bien que la roche le long de la faille se déforme au lieu de glisser et emmagasine de l'énergie pendant des décennies ou des siècles. Quand la contrainte accumulée dépasse ce que la faille peut supporter, la faille glisse soudainement et la roche déformée reprend brusquement sa forme. En 1906, la faille de San Andreas a glissé sur environ 296 milles (477 km), et les routes et les clôtures qui la traversaient ont été décalées d'environ 20 pieds (6 m) au maximum. Reid a comparé des relevés topographiques effectués avant et après le séisme, qui montraient la lente déformation et le retour brusque, et a publié la théorie en 1910.
  2. Le dessin montre une faille qui s'enfonce dans le sol, un point sur celle-ci où la rupture commence (l'hypocentre), l'épicentre juste au-dessus à la surface, et des cercles qui se propagent à partir du point de départ. Les ondes P se déplacent le plus vite, si bien qu'elles atteignent en premier un sismomètre éloigné ; les ondes S sont plus lentes et arrivent ensuite, et les ondes de surface, les plus lentes, arrivent en dernier. Les systèmes d'alerte précoce détectent les premières ondes P près de la faille et envoient une alerte qui peut voyager plus vite que les secousses plus lentes et plus fortes, ce qui donne quelques secondes d'avance aux endroits plus éloignés, mais pas aux endroits situés tout près de la faille.
  3. La différence est de 1,8 échelon de magnitude. Chaque échelon correspond à environ 32 fois l'énergie (10^1.5), donc 1,8 échelon correspond à environ 10^(1.5 × 1.8) = 10^2.7 ≈ 500 fois. Pourtant, environ 500 personnes sont mortes au Chili, et plus de 100 000 en Haïti. Le séisme d'Haïti a frappé juste à l'extérieur de sa capitale, sous des bâtiments en béton et en brique mal construits, avec trop peu d'acier, qui se sont effondrés. Celui du Chili a frappé juste au large des côtes et a fortement secoué ses villes, mais le pays avait des normes de construction strictes tirées de nombreux séismes meurtriers, et la plupart des bâtiments ont tenu. Ce sont les bâtiments qui ont fait l'essentiel de la différence.