Nom Classe Date

EARTH EXPLAINED · GUIDE DE LA LEÇON

Séismes 201

Au cœur d'un séisme

Vidéo 12:16Niveau De la 9e à la 12e année · Cours universitaire d'initiation à la sismologieNormes HS-ESS2-1, HS-ESS2-3, HS-ESS3-1, HS-ESS3-2, HS-PS4-1
Langue Français

English · Español · Português · Français · Deutsch · Italiano · Русский · Türkçe · Bahasa Indonesia · Tiếng Việt · 中文 · 日本語 · 한국어 · हिन्दी · বাংলা · اردو · العربية

Lire surpour les réseaux scolaires qui bloquent YouTube

Comment une faille se charge-t-elle et se rompt-elle, comment les scientifiques lisent-ils les ondes d'un séisme, comment un séisme mène-t-il au suivant, et que révèlent ces ondes au plus profond de la planète ?

En juin 1929, un fort séisme a secoué l'île du Sud de la Nouvelle-Zélande, et de faibles ondes ont atteint des stations en Russie, dans une zone où, selon toutes les théories de l'époque, le noyau de la Terre aurait dû les empêcher d'arriver. En 1936, la sismologue danoise Inge Lehmann les a expliquées : à l'intérieur du noyau liquide, il doit exister un second noyau, interne, où les ondes se propagent plus vite. Cette leçon avancée suit un séisme du début à la fin, en cinq étapes. Comment une faille se charge : les plaques continuent de bouger tandis que la faille reste bloquée, si bien que la roche voisine se déforme et accumule de la déformation élastique (rebond élastique, Harry Fielding Reid, 1910) ; le GPS, les événements de glissement lent et les tranchées creusées en travers des failles montrent ce cycle sismique à l'œuvre. Comment elle se rompt : la rupture commence à l'hypocentre et se propage généralement à 2 à 3 km par seconde, et la surface qui a glissé, le glissement et la rigidité de la roche donnent le moment sismique, sur lequel repose la magnitude de moment. Comment les scientifiques lisent les ondes : le délai entre les ondes P et S donne la distance, la première poussée ou traction enregistrée à chaque station dessine le « ballon de plage » qui montre comment la faille a bougé, et les satellites radar cartographient le mouvement du sol. Comment un séisme mène au suivant : les lois de Gutenberg–Richter, d'Omori et de Båth décrivent combien de séismes et de répliques il faut attendre ; le transfert de contraintes a fait progresser de grands séismes vers l'ouest le long de la faille nord-anatolienne de 1939 à 1999 ; l'injection d'eaux usées a déclenché des séismes en Oklahoma ; et Parkfield, en Californie, a montré pourquoi les prévisions donnent des probabilités, jamais une date. Et ce que révèlent les ondes : la base de la croûte (le Moho), un noyau externe liquide et le noyau interne solide de Lehmann.

Sous-titres (.vtt)Sous-titres (.srt)
Sous-titres dans 16 autres langues

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

  1. Décrire le cycle sismique et le rebond élastique, et expliquer comment les mesures GPS, le couplage et les événements de glissement lent montrent la mise en charge d'une faille entre deux séismes.
  2. Expliquer comment les tranchées creusées en travers des failles enregistrent les séismes passés, et comment la datation de leurs couches montre à quelle fréquence une faille se rompt.
  3. Décrire comment une rupture commence à l'hypocentre et se propage, relier sa longueur et sa durée à la taille du séisme, et calculer le moment sismique (rigidité × surface × glissement) et la magnitude de moment.
  4. Utiliser le temps écoulé entre les ondes P et S pour estimer la distance d'un séisme, et expliquer comment plusieurs stations le localisent ensemble.
  5. Identifier les failles normales, inverses et de décrochement, expliquer comment les premiers mouvements enregistrés aux stations (le « ballon de plage ») révèlent comment une faille a bougé, et expliquer pourquoi la première magnitude annoncée pour un grand séisme peut être trop basse.
  6. Appliquer les lois de Gutenberg–Richter, d'Omori et de Båth au nombre de séismes et de répliques, et expliquer le transfert de contraintes, les séismes induits et pourquoi les prévisions donnent des probabilités plutôt que des dates.
  7. Expliquer comment les ondes sismiques ont révélé les couches de la Terre : le Moho, l'ombre des ondes S et le noyau externe liquide, et le noyau interne d'Inge Lehmann.

Avant de regarder

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

Cycle sismique
La vie répétitive d'une faille : elle reste bloquée et se charge pendant des décennies ou des siècles tandis que les plaques continuent de bouger, se rompt en quelques secondes à quelques minutes lors d'un séisme, puis se bloque et recommence à se charger.
Rebond élastique
L'explication donnée par Harry Fielding Reid en 1910, à partir de relevés topographiques effectués avant et après le séisme de San Francisco de 1906 : la roche le long d'une faille bloquée se déforme lentement, en accumulant de la déformation élastique, puis reprend brusquement sa forme quand la faille glisse.
Couplage
Le degré de blocage d'une faille. Une faille entièrement couplée emmagasine sous forme de déformation presque tout le mouvement des plaques, année après année. Le séisme de 2011 au large du nord-est du Japon a montré que les plaques y étaient bloquées jusqu'à la fosse.
Événement de glissement lent
Un glissement sur une faille trop lent pour provoquer des secousses ressenties par qui que ce soit, qui dure de quelques jours à quelques semaines. Sous le nord de l'État de Washington et le sud-ouest de la Colombie-Britannique, une partie de la limite profonde entre les plaques glisse d'environ un pouce (quelques centimètres) à peu près tous les 14 mois ; le GPS a révélé ces événements vers 2000.
Paléosismologie★
L'étude des séismes antérieurs aux archives écrites, lus dans des tranchées creusées en travers des failles : des couches de sol déchirées et décalées par des séismes passés, datées pour montrer à quelle fréquence une faille s'est rompue sur des milliers d'années (comme à Pallett Creek, sur la faille de San Andreas).
Hypocentre et rupture
L'hypocentre est le point d'une faille où commence un séisme, là où la contrainte l'emporte d'abord sur le frottement. La rupture est la cassure qui se propage à partir de ce point sur la faille, généralement à 2 à 3 km par seconde ; quelques ruptures vont plus vite que les ondes S qu'elles émettent.
Moment sismique
La taille d'un séisme : la rigidité (raideur) de la roche multipliée par la surface de faille qui a glissé et par le glissement moyen, M₀ = μAD, en newtons-mètres. L'échelle de magnitude moderne repose sur lui.
Magnitude de moment (Mw)
L'échelle de magnitude de référence, calculée à partir du moment sismique (Hanks et Kanamori, 1979). Chaque échelon entier correspond à environ 32 fois plus d'énergie libérée, et elle continue de croître pour les plus grands séismes.
Saturation de la magnitude★
Quand une méthode rapide de calcul de la magnitude cesse de croître pour les très grands séismes et donne donc une valeur trop basse. La première alerte au tsunami du Japon en 2011 reposait sur une magnitude de 7,9 ; la magnitude finale était de 9,0.
Failles normales, inverses et de décrochement
Les trois principales façons dont une faille se rompt. Normale : la croûte est étirée et un bloc s'abaisse. Inverse : la croûte est comprimée et un bloc chevauche l'autre. Décrochement : les deux côtés coulissent latéralement l'un contre l'autre.
Mécanisme au foyer (ballon de plage)
Un symbole qui montre comment une faille a bougé, établi selon que le premier mouvement du sol à chaque station a été une poussée ou une traction. Il donne deux plans de faille possibles ; les répliques ou la cassure en surface montrent lequel a glissé.
InSAR★
Radar interférométrique à synthèse d'ouverture : la comparaison d'images radar du sol prises depuis un satellite avant et après un séisme. Chaque bande de couleur (frange) correspond à quelques centimètres de mouvement vers le satellite ou en sens inverse, environ 2,8 cm pour le radar courant en bande C.
Loi de Gutenberg–Richter
À chaque échelon de magnitude en moins, il y a environ dix fois plus de séismes. Dans le monde, environ 1 500 séismes de magnitude 5 à 5,9 se produisent au cours d'une année moyenne, mais seulement environ un de magnitude 8 ou plus.
Loi d'Omori
Les répliques s'atténuent de façon régulière, comme l'a décrit Omori au Japon en 1894 : leur taux diminue à peu près comme l'inverse du temps écoulé depuis le choc principal, si bien que dix jours après, leur fréquence n'est plus qu'environ un dixième de celle du premier jour.
Loi de Båth
La plus forte réplique a, en moyenne, une magnitude inférieure d'environ 1,2 à celle du choc principal (Båth, 1965).
Transfert de contraintes
Un séisme déplace des contraintes en plus de les libérer : la roche située juste au-delà des extrémités de la faille rompue se trouve davantage chargée, ce qui rapproche le segment suivant de la rupture.
Séisme induit
Un séisme déclenché par les humains, par exemple en injectant de grands volumes d'eaux usées en profondeur, ce qui augmente la pression à l'intérieur d'anciennes failles jusqu'à ce qu'elles glissent.
Moho
La limite entre la croûte et le manteau, découverte par Andrija Mohorovičić en 1909 : à environ 35 km de profondeur sous les continents et à environ 5 à 10 km sous les océans.
Zone d'ombre
La zone où les ondes directes d'un séisme n'arrivent pas. Les ondes S n'apparaissent jamais à plus d'environ 104° du séisme autour du globe, car elles ne peuvent pas traverser le noyau externe liquide ; les ondes P directes sont absentes d'environ 104° à 140°, puis réapparaissent.
Noyau interne
Le centre solide de fer et de nickel de la Terre, d'environ 1 220 km de rayon et d'environ 6 000 °C, à peu près aussi chaud que la surface du Soleil. Inge Lehmann l'a déduit en 1936 de faibles ondes P arrivées là où il n'aurait dû y en avoir aucune ; son état solide a été démontré plus tard.

Chapitres Choisissez un moment pour lancer la lecture à partir de là

0:00Introduction

En juin 1929, un fort séisme a secoué l'île du Sud de la Nouvelle-Zélande. À Copenhague, la sismologue Inge Lehmann a étudié les enregistrements qu'il avait laissés dans des stations du monde entier : de faibles ondes avaient atteint des stations en Russie, dans une zone où, selon toutes les théories de l'époque, le noyau de la Terre aurait dû les empêcher d'arriver. En 1936, elle a publié sa réponse : au plus profond du noyau liquide, il doit exister un second noyau, interne, où les ondes se propagent plus vite, et c'est lui qui avait dévié ces ondes jusque dans la zone interdite. Le cours suit un séisme du début à la fin : comment une faille se charge et se rompt, comment les scientifiques lisent ses ondes, comment un séisme mène au suivant, et ce que les ondes révèlent au plus profond de la planète.

1:00La mise en charge

Les plaques dérivent de quelques centimètres par an, mais le long de la plupart des failles, les deux côtés restent bloqués. La roche voisine se déforme comme un tremplin qui ploie sous un poids croissant ; Harry Fielding Reid l'a démontré en 1910 à partir de relevés topographiques effectués avant et après le grand séisme de San Francisco, et a appelé cela le rebond élastique. C'est le cycle sismique : se charger pendant des décennies ou des siècles, se rompre en quelques secondes ou minutes, se bloquer à nouveau. En Californie, des récepteurs GPS ancrés dans le sol suivent leur position à une fraction de pouce près (quelques millimètres), et près d'une faille bloquée, les stations les plus proches prennent du retard : le sol se déforme. Le couplage est le degré de blocage d'une faille ; au large du nord-est du Japon, le séisme de 2011 a montré que les plaques étaient bloquées jusqu'à la fosse, et par endroits, le plancher océanique s'est déplacé d'environ 50 m (plus de 150 pieds). Sous l'État de Washington et la Colombie-Britannique, des événements de glissement lent déplacent une partie de la limite profonde entre les plaques d'environ un pouce (quelques centimètres) en deux semaines environ, à peu près tous les 14 mois, sans qu'aucune secousse soit ressentie, et chacun ajoute de la charge à la partie bloquée située au-dessus. Les tranchées creusées en travers des failles montrent des couches déchirées et décalées par des séismes passés ; leur datation montre à quelle fréquence une faille s'est rompue sur des milliers d'années.

3:20La rupture

Un séisme commence en un point, l'hypocentre, là où la contrainte l'emporte d'abord sur le frottement, et la rupture se propage à toute vitesse sur la faille, généralement à 2 à 3 km par seconde ; quelques-unes vont même plus vite que les ondes S qu'elles émettent. Un séisme modéré se termine en quelques secondes ; lors du séisme de Sumatra de 2004, la rupture a progressé vers le nord pendant environ 8 minutes, sur plus de 1 300 km de faille. La taille d'un séisme, son moment sismique, est la surface de faille qui s'est rompue multipliée par la distance de glissement et par la rigidité de la roche, et l'échelle de magnitude moderne repose sur lui ; chaque échelon entier correspond à environ 32 fois plus d'énergie libérée. La plupart des séismes commencent à moins d'environ 70 km de la surface, mais là où une plaque plonge sous une autre, ils suivent le panneau plongeant jusqu'à environ 700 km. En 1994, un séisme de magnitude 8,2, l'un des plus grands séismes profonds jamais enregistrés, a commencé à environ 630 km sous la Bolivie et a été ressenti jusqu'au Canada.

4:44La lecture des ondes

Les ondes P compriment et étirent la roche et sont les plus rapides ; les ondes S la secouent d'un côté à l'autre et arrivent plus tard ; les ondes de surface sont les plus lentes et causent une grande partie des dégâts. Pour un séisme proche, chaque seconde entre les arrivées des ondes P et S correspond à environ 8 km de distance, et des centaines de stations localisent ensemble le point en quelques secondes. Les failles se rompent de trois façons principales : normale (écartement), inverse (rapprochement) et décrochement (mouvement latéral). Selon que le premier mouvement à chaque station est une poussée ou une traction, on dessine un « ballon de plage » qui montre comment la faille a bougé : pour le séisme de magnitude 7,8 en Türkiye en février 2023, une rupture en décrochement, avec des répliques qui la traçaient le long de la faille est-anatolienne. Établir la taille prend plus de temps : en 2011, la première alerte au tsunami du Japon, environ trois minutes après le début, reposait sur une magnitude de 7,9, car la méthode rapide atteint sa limite pour les plus grands séismes ; l'estimation a été relevée par étapes jusqu'à 9,0. Le chiffre définitif, la magnitude de moment, provient de la surface et du glissement de la faille et ne cesse pas de croître pour les plus grands séismes. Les satellites radar comparent des images prises avant et après un séisme et dessinent des bandes de couleur, chacune correspondant à quelques centimètres de mouvement du sol, qui tracent la faille qui s'est rompue.

7:07Les séismes se parlent

À chaque échelon de magnitude en moins, il y a environ dix fois plus de séismes : dans le monde, plus d'un millier de magnitude 5 ou plus au cours d'une année typique, mais seulement environ un de magnitude 8 ou plus (Gutenberg–Richter). Les répliques s'atténuent de façon régulière, comme on l'a découvert au Japon dans les années 1890 (loi d'Omori) : dix jours après le choc principal, leur fréquence n'est plus qu'environ un dixième de celle du premier jour, et cent jours après, environ un centième. La plus forte réplique a en moyenne une magnitude inférieure d'environ 1,2 à celle du choc principal (loi de Båth), c'est pourquoi les bâtiments endommagés doivent rester vides tant qu'ils n'ont pas été inspectés. Un séisme déplace aussi des contraintes vers la roche située au-delà des extrémités de la rupture. Le long de la faille nord-anatolienne, en Türkiye, de grands séismes ont progressé d'est en ouest à partir de 1939 ; une étude des dix plus grands a montré que neuf d'entre eux avaient été rapprochés de la rupture par ceux qui les avaient précédés, et en août 1999, cette progression a atteint Izmit, près d'Istanbul. Les humains peuvent eux aussi débloquer des failles : en Oklahoma, les eaux usées injectées en profondeur ont fait passer les séismes de magnitude 3 ou plus d'environ deux par an à plus de 900 en 2015, et le plus fort, de magnitude 5,8, près de Pawnee en 2016, a été ressenti dans plusieurs États. Les prévisions donnent des probabilités, jamais une date : Parkfield, en Californie, a connu six séismes modérés entre 1857 et 1966, à peu près un tous les 22 ans, mais celui qui était prévu avant 1993 est survenu en 2004. Les prévisions modernes combinent le cycle, les archives des tranchées et le transfert de contraintes en probabilités pour chaque faille sur plusieurs décennies ; l'U.S. Geological Survey publie aussi des prévisions à un an pour les séismes provoqués par les humains.

10:04Voir à l'intérieur de la Terre

Les ondes accélèrent généralement à mesure qu'elles s'enfoncent, si bien que leurs trajectoires se recourbent doucement vers la surface, comme le miroitement d'un mirage au-dessus d'une route brûlante. En 1909, Andrija Mohorovičić a remarqué que les ondes d'un séisme proche arrivaient en deux groupes, certaines par un chemin plus profond et plus rapide, et a découvert la base de la croûte, le Moho : à environ 35 km de profondeur sous les continents. À plus d'un quart de tour du globe d'un séisme, les ondes S disparaissent et ne reviennent jamais, tandis que les ondes P réapparaissent de l'autre côté : les ondes S ne peuvent pas traverser un liquide, donc le noyau externe est en fusion. Les faibles ondes de Lehmann avaient traversé le noyau liquide et été déviées par quelque chose de plus rapide à l'intérieur : un noyau interne d'environ 1 220 km de rayon, dont on a montré plus tard qu'il est fait de fer et de nickel solides, à peu près aussi chaud que la surface du Soleil. Personne n'a foré au-delà d'environ 12 km de profondeur ; l'essentiel de ce que nous savons de tout ce qui se trouve en dessous vient du chronométrage des ondes sismiques, et les réseaux modernes cartographient l'intérieur profond de la Terre en trois dimensions à partir de millions d'enregistrements.

11:32Trois choses

Une faille se charge pendant des décennies, se rompt en quelques minutes et se bloque à nouveau : c'est le cycle sismique. Les ondes révèlent où une faille s'est rompue, comment elle a bougé et quelle était l'ampleur de la rupture, et chaque séisme transmet des contraintes au suivant. Et ces mêmes ondes ont cartographié l'intérieur de la planète, jusqu'à son noyau solide. Chaque séisme est un message venu de l'intérieur de la planète.

Idées reçues courantes Pour l'enseignant

Idée reçueUn séisme se produit d'un seul coup, à l'épicentre.

Ce que montrent les donnéesUn séisme commence en un point de la faille, l'hypocentre, et la rupture se propage à partir de là, généralement à 2 à 3 km par seconde. Les petits séismes se terminent en quelques secondes, mais la rupture de Sumatra de 2004 s'est poursuivie pendant environ 8 minutes, sur plus de 1 300 km de faille. L'épicentre ne marque que le point de la surface situé au-dessus du point de départ ; les secousses proviennent de toute la rupture.

Idée reçueBeaucoup de petits séismes libèrent la pression et empêchent un grand séisme.

Ce que montrent les donnéesChaque échelon de magnitude en plus correspond à environ 32 fois plus d'énergie, mais à environ dix fois moins de séismes. Dans le monde, les quelque 1 500 séismes de magnitude 5 à 5,9 d'une année moyenne ne libèrent ensemble qu'environ un quart de l'énergie d'un seul séisme de magnitude 8. Les petits séismes ne peuvent pas suivre le rythme de l'accumulation de la déformation, et chaque séisme déplace des contraintes vers la roche située au-delà, ce qui peut rapprocher de la rupture des parties voisines d'une faille.

Idée reçueUne fois le séisme principal passé, le danger disparaît en quelques jours.

Ce que montrent les donnéesLes répliques s'atténuent lentement (loi d'Omori) : dix jours après le choc principal, leur fréquence est encore d'environ un dixième de celle du premier jour, et cent jours après, d'environ un centième. La plus forte réplique n'a en moyenne qu'une magnitude inférieure d'environ 1,2 à celle du choc principal (loi de Båth), si bien qu'après un séisme de magnitude 7, une réplique proche de la magnitude 6 n'a rien de surprenant. Les bâtiments endommagés doivent rester vides tant qu'ils n'ont pas été inspectés.

Idée reçueLa première magnitude annoncée est la vraie ; si elle change, c'est que les scientifiques se sont trompés.

Ce que montrent les donnéesLes méthodes rapides donnent un premier chiffre en quelques minutes pour que les alertes puissent être lancées, mais elles atteignent leur limite (elles saturent) pour les plus grands séismes. En 2011, la première alerte au tsunami du Japon reposait sur une magnitude de 7,9 ; l'estimation a été relevée par étapes jusqu'à 9,0 (l'USGS donne 9,1). La magnitude de moment définitive provient de l'enregistrement complet, si bien que plusieurs chiffres au cours de la première heure sont des révisions attendues, et non des erreurs.

Idée reçueUne faille qui se rompt régulièrement peut être prédite à l'année près, et une faille qui ne s'est pas rompue depuis longtemps est « en retard ».

Ce que montrent les donnéesParkfield, en Californie, a connu des séismes modérés en 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 et 1966, à peu près tous les 22 ans. En 1985, les scientifiques ont prévu le suivant avant 1993 ; il est survenu en 2004, onze ans après la fin de la période prévue. Les failles sont assez régulières pour qu'on puisse établir des prévisions, mais pas assez pour respecter un horaire ; les prévisions donnent donc des probabilités sur des années et des décennies, jamais une date.

Idée reçueLes scientifiques savent ce qu'il y a à l'intérieur de la Terre parce qu'ils ont foré jusque-là pour le voir.

Ce que montrent les donnéesLe trou le plus profond jamais foré ne descend qu'à environ 12 km, soit environ un tiers de l'épaisseur de la croûte continentale, qui mesure environ 35 km. L'essentiel de ce que nous savons de l'intérieur profond vient du chronométrage des ondes sismiques : Mohorovičić a découvert la base de la croûte en 1909, l'ombre des ondes S montre que le noyau externe est liquide, et Inge Lehmann a déduit l'existence du noyau interne en 1936, dont on a montré plus tard qu'il est solide.

Questions de discussion

  1. Le GPS montre que le sol voisin d'une faille bloquée se déforme de quelques millimètres par an. Que peuvent apprendre ces mesures aux scientifiques sur le prochain séisme de cette faille, et que ne peuvent-elles pas leur apprendre ?
  2. Un ballon de plage donne deux plans de faille possibles. Pour le séisme de 2023 en Türkiye, les répliques ont montré lequel s'était rompu. Quels autres indices pourriez-vous utiliser, et pourquoi est-il important de savoir quel plan a glissé ?
  3. Le long de la faille nord-anatolienne, neuf des dix plus grands séismes depuis 1939 ont été rapprochés de la rupture par ceux qui les avaient précédés. Si vous prépariez Istanbul au prochain, comment utiliseriez-vous ce résultat, et que diriez-vous au public ?
  4. En Oklahoma, l'élimination des eaux usées issues de l'exploitation pétrolière et gazière a déclenché des centaines de séismes par an. Qui devrait décider du niveau de risque sismique qu'une industrie peut provoquer, et de quelles données voudriez-vous disposer avant de décider ?
  5. Le séisme de Parkfield est survenu onze ans après la fin de la période prévue. L'expérience a-t-elle été un échec ? Qu'ont gagné les scientifiques en remplissant la zone d'instruments avant qu'il ne frappe ?
  6. Inge Lehmann a déduit l'existence de tout un noyau interne à partir de quelques faibles ondes arrivées là où il n'aurait dû y en avoir aucune. Qu'est-ce qui rend convaincante l'explication d'un lieu que personne ne pourra jamais visiter ? Quels indices ultérieurs ont renforcé la sienne ?

Quiz Choisissez une réponse ; la correction est automatique

1.Des stations GPS sont installées des deux côtés d'une faille bloquée. Que montrent les stations les plus proches de la faille entre deux séismes ?

2.La rupture de Sumatra de 2004 s'est étendue sur plus de 1 300 km en environ 8 minutes. À quelle vitesse environ s'est-elle propagée ?

3.Le moment sismique, base de l'échelle de magnitude moderne, est calculé à partir de quelles trois grandeurs ?

4.Une station enregistre l'onde S d'un séisme proche 10 secondes après l'onde P. À quelle distance environ se trouve le séisme ?

5.Un « ballon de plage » (mécanisme au foyer) est établi à partir de quoi ?

6.La première alerte au tsunami du Japon en 2011 reposait sur une magnitude de 7,9 ; la magnitude finale était de 9,0. Pourquoi le premier chiffre était-il bas ?

7.Selon la loi d'Omori, à quelle fréquence environ les répliques surviennent-elles dix jours après un grand séisme, par rapport au premier jour ?

8.Un séisme de magnitude 7,0 se produit. Selon la loi de Båth, quelle sera probablement, en moyenne, la plus forte réplique ?

9.Qu'est-ce qui montre que le noyau externe de la Terre est liquide ?

10.Qu'a conclu Inge Lehmann en 1936 à partir de faibles ondes enregistrées en Russie après le séisme de 1929 en Nouvelle-Zélande ?

Réponse écrite

1. Décrivez le cycle sismique sur une faille bloquée. Expliquez ensuite comment trois types d'indices (le GPS, les événements de glissement lent et les tranchées creusées en travers des failles) permettent aux scientifiques de l'observer, et pourquoi les événements de glissement lent sous l'État de Washington et la Colombie-Britannique comptent pour la partie bloquée de la faille située au-dessus.

Ce que contient une bonne réponse

Sur une faille bloquée, les plaques continuent de bouger mais les deux côtés restent bloqués, si bien que la roche voisine de la faille se déforme et accumule de la déformation pendant des décennies ou des siècles. Quand la contrainte l'emporte sur le frottement, la faille se rompt en quelques secondes à quelques minutes et la roche déformée reprend brusquement sa forme (rebond élastique, Reid, 1910) ; puis la faille se bloque et recommence à se charger. Les récepteurs GPS ancrés dans le sol suivent leur position à quelques millimètres près : près d'une faille bloquée, les stations les plus proches prennent du retard sur le mouvement des plaques, ce qui montre que le sol se déforme. Les événements de glissement lent, révélés par le GPS vers 2000, sont des glissements d'environ un pouce (quelques centimètres) en deux semaines environ, trop lents pour être ressentis ; sous l'État de Washington et la Colombie-Britannique, ils se produisent sur la limite profonde entre les plaques à peu près tous les 14 mois. Les tranchées creusées en travers des failles montrent des couches de sol déchirées et décalées par des séismes passés, et la datation de ces couches montre à quelle fréquence la faille s'est rompue sur des milliers d'années. Le glissement lent compte parce que chaque événement ajoute de la charge à la partie bloquée de la faille située au-dessus, ce qui la rapproche un peu de son prochain séisme.

2. Un grand séisme est enregistré par des stations du monde entier. Expliquez comment les sismologues déterminent (a) où il se trouve, (b) comment la faille a bougé et (c) quelle était sa taille. Appuyez-vous sur le séisme de 2023 en Türkiye et sur celui de 2011 au large du Japon, et expliquez pourquoi la première magnitude d'un grand séisme peut être trop basse.

Ce que contient une bonne réponse

(a) Les ondes P sont les plus rapides et arrivent en premier ; les ondes S arrivent plus tard. Pour un séisme proche, chaque seconde d'écart entre elles correspond à environ 8 km, et les distances obtenues à de nombreuses stations se croisent en un point, trouvé en quelques secondes. (b) Dans certaines stations, le premier mouvement du sol est une poussée, dans d'autres une traction ; reportés autour de la source, ces mouvements dessinent un ballon de plage qui montre le type de faille et deux plans de faille possibles. Pour le séisme de magnitude 7,8 en Türkiye en février 2023, il a montré une rupture en décrochement, et les répliques le long de la faille est-anatolienne ont montré quel plan avait glissé. (c) La taille définitive est la magnitude de moment, calculée à partir du moment sismique : la surface qui a glissé multipliée par le glissement et par la rigidité de la roche. Les méthodes rapides donnent un premier chiffre en quelques minutes, mais elles saturent pour les très grands séismes : la première alerte au tsunami du Japon en 2011, environ trois minutes après le début, reposait sur une magnitude de 7,9, relevée par étapes jusqu'à 9,0. Les grandes ruptures continuent aussi de se propager pendant plusieurs minutes (environ 8 pour Sumatra en 2004), si bien que l'enregistrement complet est nécessaire avant que le chiffre définitif soit connu.

3. Expliquez le transfert de contraintes à l'aide de la faille nord-anatolienne, en Türkiye. Utilisez ensuite l'expérience de Parkfield, en Californie, pour expliquer pourquoi les prévisions sismiques donnent des probabilités plutôt que des dates.

Ce que contient une bonne réponse

Quand un segment de faille se rompt, sa contrainte n'est pas seulement libérée mais déplacée : la roche située juste au-delà des extrémités de la rupture se trouve davantage chargée, ce qui rapproche le segment suivant de la rupture. Le long de la faille nord-anatolienne, à partir de 1939, une série de grands séismes a progressé d'est en ouest pendant soixante ans ; une étude des dix plus grands (magnitude 6,7 ou plus) a montré que neuf avaient été rapprochés de la rupture par ceux qui les avaient précédés. En août 1999, cette progression a atteint Izmit (magnitude 7,6), près d'Istanbul, et les calculs de la contrainte transférée ont accru la probabilité d'un fort séisme près de la ville. À Parkfield, sur la faille de San Andreas, des séismes modérés se sont produits en 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 et 1966, à peu près tous les 22 ans. En 1985, les scientifiques ont prévu le suivant avant 1993 et ont rempli la zone d'instruments, mais il est survenu en 2004, onze ans après la fin de la période prévue. Les failles sont assez régulières pour établir des prévisions, mais pas pour respecter un horaire ; les prévisions modernes, comme UCERF3, la prévision faille par faille de la Californie, combinent donc le cycle sismique, les archives des tranchées et le transfert de contraintes en probabilités sur plusieurs décennies, jamais une date.

Pour aller plus loin Université et lycée, niveau avancé

Localiser un séisme grâce au temps S moins P

Dans la croûte, les ondes P se propagent à environ VP = 6 km/s et les ondes S à environ VS = 3,5 km/s. Les deux quittent l'hypocentre au même instant, si bien que l'écart entre leurs arrivées à une station augmente avec la distance d : tS − tP = d/VS − d/VP. En résolvant pour la distance, on obtient d = (tS − tP) × VP·VS ÷ (VP − VS).

ProblèmeMontrez qu'avec ces vitesses, chaque seconde de temps S moins P correspond à environ 8 km. Trois stations enregistrent des temps S moins P de 5,0 s, 8,0 s et 12,0 s pour le même séisme proche : à quelle distance se trouve-t-il de chacune ? Pourquoi faut-il au moins trois stations pour fixer l'épicentre sur une carte, et pourquoi cette règle simple ne fonctionne-t-elle que pour les séismes proches ?

Solution détaillée

VP·VS ÷ (VP − VS) = (6 × 3,5) ÷ 2,5 = 8,4 km par seconde d'écart, soit environ 8 km. Les distances sont de 5,0 × 8,4 ≈ 42 km, 8,0 × 8,4 ≈ 67 km et 12,0 × 8,4 ≈ 100 km (environ 40, 64 et 96 km avec la règle des 8 km). Une seule distance indique seulement que le séisme se trouve quelque part sur un cercle autour de cette station ; deux cercles se croisent généralement en deux points ; le troisième cercle désigne l'un d'eux. (En toute rigueur, les cercles sont des sphères, et avec davantage de stations, on trouve aussi la profondeur.) Pour les séismes lointains, les ondes plongent profondément dans le manteau, où elles vont toutes deux plus vite, et leurs trajectoires s'incurvent ; les sismologues utilisent donc des tables de temps de trajet calculées pour l'ensemble de la Terre au lieu d'un seul couple de vitesses de la croûte.

Moment sismique, glissement et magnitude de moment

Le moment sismique est M₀ = μ·A·D : la rigidité de la roche μ (environ 3 × 1010 Pa pour les roches de la croûte), multipliée par la surface qui a glissé A, multipliée par le glissement moyen D. La magnitude de moment est Mw = (2/3)(log₁₀M₀ − 9.1), avec M₀ en newtons-mètres ; en réarrangeant, M₀ = 101.5 Mw + 9.1. La forme originale de Hanks et Kanamori, Mw = (2/3)log₁₀M₀ − 10.7 avec M₀ en dynes-centimètres, donne des valeurs qui s'écartent d'environ 0,03 au plus de celle-ci.

Problème(a) Une faille modèle de 50 km de long et de 20 km de large glisse en moyenne de 1,3 m. Calculez M₀ et Mw. (b) Une rupture de subduction modèle de 500 km de long et de 200 km de large glisse en moyenne de 10 m (utilisez le même μ). Calculez Mw, et combien de fois son moment est plus grand qu'en (a). (c) Si chaque rupture se propage depuis une extrémité à 2,5 km/s, combien de temps environ chacune met-elle à se rompre ? Comparez avec la rupture de Sumatra de 2004, plus de 1 300 km en environ 8 minutes.

Solution détaillée

(a) A = 5 × 104 m × 2 × 104 m = 1 × 109 m², donc M₀ = 3 × 1010 × 1 × 109 × 1.3 ≈ 3.9 × 1019 N·m ; log₁₀M₀ ≈ 19.59, et Mw = (2/3)(19.59 − 9.1) ≈ 7.0. Un séisme de magnitude 7 rompt une faille d'environ 50 km de long, comme dans le cours. (b) A = 5 × 105 m × 2 × 105 m = 1 × 1011 m², donc M₀ = 3 × 1010 × 1 × 1011 × 10 = 3 × 1022 N·m ; log₁₀M₀ ≈ 22.48, et Mw = (2/3)(22.48 − 9.1) ≈ 8.9. Son moment est 3 × 1022 ÷ 3.9 × 1019 ≈ 770 fois plus grand, ce qui correspond à la différence d'environ 1,93 en magnitude : 101.5 × 1.93 ≈ 780. (c) 50 km ÷ 2,5 km/s = 20 s ; 500 km ÷ 2,5 km/s = 200 s, plus de 3 minutes. Sumatra : 1 300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km/s, la même règle s'applique donc, et les plus grands séismes secouent le sol pendant des minutes parce que leurs ruptures mettent des minutes à s'achever.

Combien de séismes de chaque taille : Gutenberg–Richter et Båth

La loi de Gutenberg–Richter s'écrit log₁₀N = a − b·M, où N est le nombre de séismes de magnitude M ou plus dans une région et sur une période donnée, et b est généralement proche de 1 : environ dix fois plus à chaque échelon en moins. Chaque échelon en plus libère environ 101.5 ≈ 32 fois plus d'énergie. La loi de Båth dit que la plus forte réplique a en moyenne une magnitude inférieure d'environ 1,2 à celle du choc principal ; les répliques elles-mêmes suivent elles aussi la loi de Gutenberg–Richter.

Problème(a) Dans le monde, environ 1 500 séismes de magnitude 5 à 5,9 se produisent au cours d'une année moyenne, et environ un de magnitude 8 ou plus. Avec b = 1, combien de séismes de magnitude 6 à 6,9, et de 7 à 7,9, attendriez-vous chaque année ? (b) Traitez chacun des 1 500 comme un séisme de magnitude 5,0. Comment leur énergie totale se compare-t-elle à celle d'un seul séisme de magnitude 8 ? Les petits séismes peuvent-ils libérer la déformation qui produit les grands ? (c) Après un choc principal de magnitude 7,0, quelle est la plus forte réplique attendue, et, avec b = 1, combien de répliques de magnitude 4,8 ou plus et de 3,8 ou plus devraient suivre environ ?

Solution détaillée

(a) Chaque échelon en plus compte environ dix fois moins de séismes : environ 150 de magnitude 6 à 6,9 et environ 15 de 7 à 7,9 chaque année, puis environ 1,5 de magnitude 8 ou plus, ce qui concorde avec « environ un ». (Le catalogue de l'USGS pour 2000 à 2019 donne en moyenne environ 140 et 14 par an.) (b) Trois échelons représentent 101.5 × 3 = 104.5 ≈ 32 000 fois l'énergie, si bien que 1 500 séismes de magnitude 5,0 ne libèrent qu'environ 1 500 ÷ 32 000 ≈ 1/20 de l'énergie d'un seul séisme de magnitude 8. Tenir compte de leur répartition réelle de 5,0 à 5,9 porte ce chiffre à environ un quart, toujours bien moins qu'un seul grand séisme : l'énergie est dominée par les plus grands séismes, si bien que les petits ne peuvent pas relâcher la déformation. (c) 7,0 − 1,2 = 5,8. Si environ une réplique atteint 5,8, alors avec b = 1, environ 10 atteignent 4,8 ou plus et environ 100 atteignent 3,8 ou plus. Ce sont des moyennes ; les séquences réelles varient beaucoup.

Comment les répliques s'atténuent : la loi d'Omori

Omori (1894) a découvert que le taux de répliques diminue à peu près comme l'inverse du temps écoulé depuis le choc principal. La forme modifiée qu'utilisent les sismologues est n(t) = K ÷ (c + t)ᵖ, où n est le nombre de répliques par jour, t le temps écoulé depuis le choc principal en jours, c un temps court (généralement bien inférieur à un jour), et p est proche de 1. Avec p = 1 et c beaucoup plus petit que t, n(t) ≈ K ÷ t, et le nombre total de répliques entre les jours t₁ et t₂ est K·ln(t₂ ÷ t₁).

ProblèmeUn jour après un grand séisme, les répliques au-dessus d'une magnitude choisie surviennent au rythme de 200 par jour (donc K = 200). (a) Estimez le taux au jour 10 et au jour 100. (b) Combien de répliques surviennent entre le jour 1 et le jour 10, entre le jour 10 et le jour 100, et entre le jour 100 et le jour 1 000 ? (c) Que signifie la réponse à (b) pour une ville qui doit décider quand les habitants pourront retourner dans les bâtiments endommagés ?

Solution détaillée

(a) n(10) ≈ 200 ÷ 10 = 20 par jour, un dixième du taux du premier jour ; n(100) ≈ 200 ÷ 100 = 2 par jour, un centième, comme dans le cours. (b) K·ln 10 = 200 × 2,30 ≈ 460 dans chaque intervalle : environ 460 du jour 1 au jour 10, environ 460 du jour 10 au jour 100, et environ 460 du jour 100 au jour 1 000 (près de trois ans). Chaque tranche de temps dix fois plus longue que la précédente apporte à peu près autant de répliques qu'elle, simplement plus dispersées. (c) La séquence s'atténue vite mais dure longtemps, et selon la loi de Båth, l'une des répliques tardives pourrait encore être forte. Les bâtiments endommagés doivent rester vides tant qu'ils n'ont pas été inspectés, et les prévisions de répliques sont mises à jour pendant des semaines, voire des mois, et non pendant quelques jours. (Dans les séquences réelles, p est souvent un peu supérieur à 1, si bien que les périodes ultérieures sont un peu plus calmes, et le taux finit par revenir au niveau de fond normal de la région.)

Zones d'ombre et taille du noyau

Les distances autour du globe se mesurent par l'angle, au centre de la Terre, entre le séisme et la station. Les ondes S n'arrivent jamais à plus d'environ 104° d'un séisme, car elles ne peuvent pas traverser le noyau externe liquide. Les ondes P directes sont absentes d'environ 104° à environ 140° : elles ralentissent en entrant dans le noyau externe liquide et sont déviées, puis réapparaissent plus loin. Le rayon de la Terre est d'environ 6 371 km.

Problème(a) Convertissez 104° en distance le long de la surface. (b) Supposez, de façon trop simple, que les ondes se propagent en ligne droite. La dernière onde S à échapper au noyau ne fait que l'effleurer ; son trajet rectiligne du séisme à une station située à 104° est une corde dont le point le plus proche du centre est à R·cos(52°). Estimez le rayon du noyau. (c) Le rayon mesuré du noyau est d'environ 3 480 km. Les trajectoires réelles se recourbent vers la surface parce que les ondes accélèrent avec la profondeur. Cela rend-il l'estimation en ligne droite trop grande ou trop petite ? (d) Les faibles ondes P de Lehmann ont atteint des stations en Russie à environ 111° et 135°, à l'intérieur de l'ombre des ondes P. Pourquoi indiquaient-elles quelque chose à l'intérieur du noyau ?

Solution détaillée

(a) La circonférence est de 2π × 6 371 ≈ 40 030 km, donc 104° représentent 104/360 × 40 030 ≈ 11 560 km, plus d'un quart de tour (90°, environ 10 000 km), comme dans le cours. (b) 6 371 × cos 52° ≈ 6 371 × 0,616 ≈ 3 920 km. (c) Trop grande. Comme les ondes accélèrent avec la profondeur, un trajet réel entre deux points s'enfonce plus profondément que la corde rectiligne qui les relie, si bien que l'onde qui effleure le noyau et remonte à 104° est descendue plus bas que les 3 920 km de la corde : le noyau est plus petit, d'environ 3 480 km de rayon, et son sommet se trouve à environ 2 890 km de profondeur. (d) Dans un noyau entièrement liquide, les ondes P seraient déviées de telle sorte qu'aucune ne remonterait entre environ 104° et 140°. Les ondes qui y sont arrivées ont dû être renvoyées par une région à l'intérieur du noyau où elles se propagent plus vite : le noyau interne de Lehmann, d'environ 1 220 km de rayon.

Alignement sur les normes

Next Generation Science Standards (NGSS, États-Unis)

HS-ESS2-1

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

Dans cet épisode : Le cycle sismique : un mouvement des plaques de quelques centimètres par an, accumulé pendant des décennies ou des siècles et libéré en quelques secondes ou minutes ; le glissement lent ; les failles normales, inverses et de décrochement ; des séismes le long d'un panneau plongeant jusqu'à environ 700 km.

HS-ESS2-3

Élaborer un modèle, fondé sur des preuves concernant l'intérieur de la Terre, pour décrire le cycle de la matière par convection thermique.

Dans cet épisode : Les preuves sismiques des couches de la Terre : le Moho, l'ombre des ondes S et le noyau externe liquide, le noyau interne solide de Lehmann, et des cartes tridimensionnelles du manteau établies à partir de millions d'enregistrements d'ondes.

HS-ESS3-1

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

Dans cet épisode : Les lois des répliques et le conseil de laisser vides les bâtiments endommagés ; le transfert de contraintes et la probabilité accrue à Istanbul ; les prévisions sous forme de probabilités (Parkfield, la prévision faille par faille de la Californie).

HS-ESS3-2

Évaluer des solutions concurrentes pour le développement, la gestion et l'utilisation des ressources énergétiques et minérales, en fonction de leur rapport coûts-bénéfices.

Dans cet épisode : Complément : les séismes induits par l'élimination des eaux usées de l'exploitation pétrolière et gazière en Oklahoma, et les prévisions à un an que l'USGS a commencé à publier pour ces séismes.

HS-PS4-1

Utiliser des représentations mathématiques pour étayer une affirmation concernant les relations entre la fréquence, la longueur d'onde et la vitesse des ondes se propageant dans divers milieux.

Dans cet épisode : Les ondes P, S et de surface et leurs vitesses ; la distance à partir du temps S moins P ; les ondes qui accélèrent avec la profondeur et se courbent, ce qui a révélé le Moho, les zones d'ombre et le noyau interne.

Advanced Placement (AP, États-Unis)

AP Environmental Science, Unit 4

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

Dans cet épisode : Limites de plaques et types de failles, cycle sismique, et couches de la Terre découvertes grâce aux ondes sismiques.

AP Environmental Science, Unit 6

Energy Resources and Consumption (ressources énergétiques et consommation) : combustibles fossiles et effets environnementaux de leur extraction.

Dans cet épisode : Complément : séismes induits par l'élimination des eaux usées de l'exploitation pétrolière et gazière en Oklahoma.

Cours universitaires

Introductory seismology

Le cycle sismique et le rebond élastique ; la rupture, le moment sismique et la magnitude de moment ; la localisation des séismes ; les types de failles et les mécanismes au foyer ; les statistiques des séismes (Gutenberg–Richter, Omori, Båth) ; le transfert de contraintes ; la structure de la Terre d'après les ondes sismiques.

Dans cet épisode : La leçon couvre les principaux sujets d'un premier cours de sismologie, avec des problèmes résolus sur la localisation, la magnitude de moment, le nombre de séismes, la décroissance des répliques et les zones d'ombre.

Natural hazards

La paléosismologie et la récurrence ; l'aléa lié aux répliques ; la sismicité induite ; les prévisions sismiques à long terme et à un an.

Dans cet épisode : Les tranchées, les lois d'Omori et de Båth, l'Oklahoma, Parkfield et la prévision faille par faille de la Californie.

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

0:00Introduction

En juin 1929, un fort séisme a secoué l'île du Sud de la Nouvelle-Zélande. À Copenhague, une sismologue nommée Inge Lehmann a étudié les enregistrements qu'il avait laissés dans des stations du monde entier. De faibles ondes avaient atteint des stations en Russie, dans une zone où, selon toutes les théories de l'époque, le noyau de la Terre aurait dû les empêcher d'arriver.

Elle a consacré des années à cette énigme. En 1936, elle a publié sa réponse. Au plus profond du noyau liquide, il doit exister un second noyau, interne, où les ondes se propagent plus vite. C'est ce noyau interne qui avait dévié ces ondes jusque dans la zone interdite. Personne n'y est jamais allé. C'est un séisme qui le lui a montré, et d'ici la fin de ce cours, vous verrez comment.

Dans ce cours, nous allons suivre un séisme du début à la fin. Nous verrons comment une faille se charge et se rompt, et comment les scientifiques lisent ses ondes. Puis nous verrons comment un séisme mène au suivant, et ce que les ondes révèlent au plus profond de la planète.

1:00La mise en charge

L'enveloppe extérieure de la Terre est fragmentée en plaques qui dérivent de quelques centimètres par an. Là où deux plaques se rencontrent, la limite qui les sépare est une faille, et la plupart du temps, les deux côtés restent bloqués l'un contre l'autre, alors même que les plaques continuent de bouger.

1:13La roche proche d'une faille bloquée se déforme lentement, comme un tremplin qui ploie sous un poids croissant. En 1910, un géologue nommé Harry Fielding Reid l'a démontré à partir de relevés topographiques effectués avant et après le grand séisme de San Francisco de 1906. Il a appelé cela le rebond élastique : des décennies de lente déformation, puis une détente soudaine.

1:34C'est le cycle sismique. La faille se charge pendant des décennies ou des siècles, se rompt en quelques secondes ou minutes, puis se bloque et recommence à se charger. Chaque grand séisme est un tour de ce cycle.

1:48Les scientifiques peuvent observer la charge s'accumuler. Des récepteurs GPS ancrés dans le sol suivent leur propre position à une fraction de pouce près, quelques millimètres. Loin d'une faille bloquée, les stations se déplacent avec leur plaque, mais celles qui en sont proches prennent du retard. Le sol se déforme.

2:06Le degré de blocage d'une faille s'appelle son couplage. Une faille entièrement couplée emmagasine presque tout le mouvement des plaques, année après année. Au large du nord-est du Japon, le grand séisme de mars 2011 a montré que les plaques y étaient bloquées jusqu'à la fosse, là où la plaque pacifique plonge sous le Japon. Quand cette limite a cédé, le plancher océanique s'est déplacé, par endroits d'environ 50 mètres, plus de 150 pieds.

2:33Toutes les failles ne restent pas parfaitement immobiles pendant qu'elles se chargent. Sous l'État de Washington et la Colombie-Britannique, la partie profonde de la limite entre les plaques glisse d'un pouce environ, quelques centimètres, en l'espace de deux semaines environ, à peu près tous les 14 mois. Personne ne le ressent. Le GPS a révélé ces événements de glissement lent vers l'an 2000. Les scientifiques les surveillent de près, car chacun d'eux ajoute de la charge à la partie bloquée de la faille, située au-dessus.

3:00Le cycle laisse une trace dans le sol. Les géologues creusent des tranchées en travers des failles et lisent les couches du sol comme les pages d'un livre. Là où une couche est déchirée et décalée, c'est un séisme qui l'a rompue. La datation de ces couches montre à quelle fréquence une faille s'est rompue sur des milliers d'années.

3:20La rupture

Un séisme ne rompt pas toute la faille d'un seul coup. Il commence en un point, l'hypocentre, là où la contrainte l'emporte d'abord sur le frottement. De là, la cassure, ou rupture, se propage à toute vitesse sur la faille, généralement à raison de 2 à 3 kilomètres par seconde. Quelques ruptures vont même plus vite que certaines des ondes qu'elles émettent.

3:39Plus le séisme est grand, plus la rupture se prolonge. Un séisme modéré se termine en quelques secondes. Lors du grand séisme de Sumatra de 2004, la rupture a continué de progresser vers le nord pendant environ huit minutes, sur plus de 1 300 kilomètres de faille.

3:56L'étendue de faille qui se rompt et l'ampleur de son glissement déterminent la taille d'un séisme. Les scientifiques multiplient trois grandeurs : la surface de faille qui s'est rompue, la distance dont ses deux côtés ont glissé, et la rigidité de la roche. Le résultat, le moment sismique, est la base de l'échelle de magnitude moderne. Chaque échelon entier de l'échelle correspond à environ 32 fois plus d'énergie libérée.

4:18La plupart des séismes commencent à moins d'environ 70 kilomètres de la surface. Mais là où une plaque plonge sous une autre, les séismes suivent la plaque qui s'enfonce, jusqu'à environ 700 kilomètres de profondeur. En 1994, l'un des plus grands séismes profonds jamais enregistrés a frappé à environ 630 kilomètres sous la Bolivie. Il a été ressenti jusqu'au Canada.

4:44La lecture des ondes

La rupture émet des ondes. Les ondes P compriment et étirent la roche, comme une poussée le long d'un ressort, et ce sont les plus rapides. Les ondes S la secouent d'un côté à l'autre, et arrivent plus tard. Là où elles atteignent la surface, des ondes de surface se propagent en roulant le long du sol. Ce sont les plus lentes, et elles causent une grande partie des dégâts.

5:03L'écart entre les ondes P et S indique à une station à quelle distance se trouve le séisme. Pour un séisme proche, chaque seconde de cet écart correspond à environ 8 kilomètres. Trois stations suffisent pour localiser précisément le point, et des réseaux de plusieurs centaines de stations le font en quelques secondes.

5:19Les failles se rompent de trois façons principales. Dans une faille normale, la croûte s'étire et un bloc s'abaisse. Dans une faille inverse, elle est comprimée et un bloc chevauche l'autre. Dans une faille de décrochement, les deux côtés coulissent latéralement l'un contre l'autre.

5:34Les ondes elles-mêmes révèlent de quelle manière une faille s'est rompue. Dans certaines stations, le premier mouvement du sol est une poussée ; dans d'autres, une traction. Reportées autour du globe, ces poussées et ces tractions dessinent un motif que les sismologues surnomment « ballon de plage ». En février 2023, un séisme de magnitude 7,8 a frappé la Türkiye. Son ballon de plage a montré une rupture en décrochement, et ses répliques ont tracé cette rupture le long de la faille est-anatolienne.

6:02La taille est plus longue à établir. En 2011, la première alerte au tsunami du Japon, environ trois minutes après le début des secousses, reposait sur une magnitude de 7,9. La méthode rapide atteint sa limite pour les plus grands séismes, et l'estimation a été relevée, par étapes, jusqu'à 9. Les chiffres rapides servent aux alertes ; le chiffre définitif provient de l'enregistrement complet.

6:27Ce chiffre définitif est la magnitude de moment, calculée à partir de la surface de la faille et de son glissement. Contrairement aux échelles plus anciennes, elle ne cesse pas de croître pour les plus grands séismes. Un grand séisme peut donc afficher plusieurs magnitudes au cours de sa première heure, à mesure que les estimations rapides cèdent la place à la magnitude de moment.

6:45Les satellites radar peuvent cartographier un séisme entier d'un seul coup. En comparant des images prises avant et après, ils dessinent des bandes de couleur là où le sol a bougé, chaque bande représentant environ 3 centimètres, environ un pouce, de mouvement vers le satellite. Le motif dessine la faille qui s'est rompue, même là où personne ne peut l'atteindre.

7:07Les séismes se parlent

Les séismes obéissent à leurs propres règles. À chaque échelon de magnitude en moins, il y en a environ dix fois plus. Dans le monde, il y a plus de 1 000 séismes de magnitude 5 ou plus au cours d'une année typique, mais seulement environ un de magnitude 8 ou plus.

7:22Après un grand séisme viennent les répliques, et elles s'atténuent de façon régulière, une régularité que le sismologue Fusakichi Omori a mise en évidence au Japon dans les années 1890. Dix jours après le choc principal, leur fréquence n'est plus qu'environ un dixième de celle du premier jour. Cent jours après, environ un centième.

7:40La plus forte réplique a, en moyenne, une magnitude inférieure d'environ 1,2 à celle du séisme principal. Ainsi, après un séisme de magnitude 7, une forte réplique proche de la magnitude 6 n'a rien de surprenant, et les bâtiments endommagés doivent rester vides tant qu'ils n'ont pas été inspectés.

7:59Un séisme ne fait pas que libérer des contraintes. Il les déplace. Là où s'arrête la faille rompue, la contrainte sur la roche située juste au-delà augmente, et le segment suivant est poussé plus près de la rupture.

8:11La faille nord-anatolienne, en Türkiye, le montre clairement. À partir de 1939, une série de grands séismes a progressé le long de celle-ci d'est en ouest pendant 60 ans. Une étude des dix plus grands a montré que neuf d'entre eux avaient été rapprochés de la rupture par ceux qui les avaient précédés. En août 1999, cette progression a atteint Izmit, près d'Istanbul, et a accru la probabilité d'un fort séisme sous Istanbul.

8:38Les humains peuvent eux aussi débloquer des failles. En Oklahoma, l'exploitation pétrolière et gazière a injecté d'énormes volumes d'eaux usées salées profondément sous terre, augmentant la pression à l'intérieur d'anciennes failles jusqu'à ce qu'elles glissent. Les séismes de magnitude 3 ou plus sont passés d'environ deux par an à plus de 900 en 2015. Le plus fort de l'Oklahoma, de magnitude 5,8, près de Pawnee en 2016, a été ressenti dans plusieurs États.

9:07Tout cela alimente la prévision, qui donne des probabilités, jamais une date. La petite ville de Parkfield, en Californie, se trouve sur la faille de San Andreas. Entre 1857 et 1966, six séismes modérés s'y sont produits, à peu près un tous les 22 ans.

9:24En 1985, les scientifiques ont prévu le suivant avant 1993, et ont rempli la zone d'instruments pour l'enregistrer. Il est survenu en 2004, 11 ans après la fin de la période prévue. Les failles sont assez régulières pour qu'on puisse établir des prévisions, mais pas assez pour respecter un horaire.

9:43Les prévisions modernes combinent donc le cycle, les archives des tranchées et les mesures GPS de la mise en charge pour en tirer des probabilités pour chaque faille au cours des prochaines décennies. Après la flambée de l'Oklahoma, l'U.S. Geological Survey a commencé à publier aussi des prévisions à un an pour les séismes provoqués par les humains.

10:04Voir à l'intérieur de la Terre

Les mêmes ondes qui secouent le sol traversent toute la planète. La roche plus profonde subit une pression énorme, et les ondes accélèrent généralement à mesure qu'elles descendent. Leurs trajectoires se recourbent donc doucement vers la surface, comme le miroitement d'un mirage au-dessus d'une route brûlante.

10:19En 1909, un scientifique croate nommé Andrija Mohorovičić a remarqué que les ondes d'un séisme proche arrivaient en deux groupes. Certaines avaient emprunté un chemin plus rapide, à travers une roche plus profonde. Il avait trouvé la base de la croûte, une limite qui porte encore son nom : le Moho.

10:38Bien plus profond, les ondes révèlent le noyau. À plus d'un quart de tour du globe d'un séisme, les ondes S disparaissent, et elles ne reviennent jamais. Les ondes P s'estompent aussi, puis réapparaissent de l'autre côté. Les ondes S ne peuvent pas traverser un liquide. Le noyau externe est en fusion.

10:55Et cela nous ramène à Inge Lehmann. Les faibles ondes arrivées en Russie avaient traversé le noyau liquide, et avaient été déviées par quelque chose de plus rapide à l'intérieur. C'était un noyau interne, d'un rayon d'environ 1 200 kilomètres. Des travaux ultérieurs ont montré qu'il est fait de fer et de nickel solides, à peu près aussi chaud que la surface du Soleil. Les réseaux modernes cartographient l'intérieur profond de la Terre en trois dimensions, à partir de millions de ces enregistrements.

11:19Personne n'a foré au-delà d'environ 12 kilomètres de profondeur. L'essentiel de ce que nous savons de tout ce qui se trouve en dessous vient du chronométrage des ondes sismiques dans des stations du monde entier.

11:32Trois choses

Voici donc trois choses à retenir. Premièrement, une faille se charge pendant des décennies, se rompt en quelques minutes, puis se bloque à nouveau : c'est le cycle sismique. Deuxièmement, les ondes révèlent où une faille s'est rompue, comment elle a bougé et quelle était l'ampleur de la rupture, et chaque séisme transmet des contraintes au suivant. Et troisièmement, ces mêmes ondes ont cartographié l'intérieur de la planète, jusqu'à son noyau solide.

11:54Chaque séisme est un message venu de l'intérieur de la planète. Inge Lehmann en a lu un de 1929, et a découvert un monde que personne ne visitera jamais. 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

  1. Lehmann, I. (1936). P′. Publications du Bureau Central Séismologique International, Série A, Travaux Scientifiques, 14, 87–115. As described in: American Physical Society (2023). September 1936: Seismologist Inge Lehmann Concludes That Earth Has an Inner Core. APS News. www.aps.org/apsnews/2023/08/seismologist-lehmann-earth-inner-coreUtilisée pour : Le séisme de 1929 en Nouvelle-Zélande, les stations en Russie et le noyau interne de Lehmann (1936)
  2. European Geosciences Union, Seismology Division blog. In Lehmann's Terms: the Story of the Singular Seismic-Wave Spotter. blogs.egu.eu/divisions/sm/?p=10703Utilisée pour : Les enregistrements de Lehmann et son interprétation des ondes comme déviées par un noyau interne plus rapide
  3. Dziewonski, A. M., & Gilbert, F. (1971). Solidity of the inner core of the Earth inferred from normal mode observations. Nature, 234, 465–466. doi.org/10.1038/234465a0Utilisée pour : Le caractère solide du noyau interne
  4. Anzellini, S., Dewaele, A., Mezouar, M., Loubeyre, P., & Morard, G. (2013). Melting of iron at Earth's inner core boundary based on fast X-ray diffraction. Science, 340, 464–466. doi.org/10.1126/science.1233514Utilisée pour : La température du noyau interne, environ 6 000 °C
  5. 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 : Le rebond élastique, d'après les relevés effectués avant et après le séisme
  6. Fujiwara, T., Kodaira, S., No, T., Kaiho, Y., Takahashi, N., & Kaneda, Y. (2011). The 2011 Tohoku-Oki earthquake: Displacement reaching the trench axis. Science, 334, 1240. doi.org/10.1126/science.1211554Utilisée pour : Le déplacement du plancher océanique d'environ 50 m ; la faille bloquée jusqu'à la fosse
  7. Dragert, H., Wang, K., & James, T. S. (2001). A silent slip event on the deeper Cascadia subduction interface. Science, 292, 1525–1528. doi.org/10.1126/science.1060152Utilisée pour : Le glissement lent découvert grâce au GPS
  8. Rogers, G., & Dragert, H. (2003). Episodic tremor and slip on the Cascadia subduction zone: The chatter of silent slip. Science, 300, 1942–1943. doi.org/10.1126/science.1084783Utilisée pour : Le glissement lent à peu près tous les 14 mois sous le nord de l'État de Washington et le sud-ouest de la Colombie-Britannique
  9. Brudzinski, M. R., & Allen, R. M. (2007). Segmentation in episodic tremor and slip all along Cascadia. Geology, 35, 907–910. doi.org/10.1130/G23740A.1Utilisée pour : La fréquence de récurrence du glissement lent dans les différentes parties de Cascadia
  10. Sieh, K. E. (1978). Prehistoric large earthquakes produced by slip on the San Andreas Fault at Pallett Creek, California. Journal of Geophysical Research, 83(B8), 3907–3939. doi.org/10.1029/JB083iB08p03907Utilisée pour : Les tranchées creusées en travers des failles (paléosismologie)
  11. Bao, H., Ampuero, J.-P., Meng, L., Fielding, E. J., et al. (2019). Early and persistent supershear rupture of the 2018 magnitude 7.5 Palu earthquake. Nature Geoscience, 12, 200–205. doi.org/10.1038/s41561-018-0297-zUtilisée pour : Les ruptures plus rapides que les ondes S (environ 4,1 km/s à Palu)
  12. Lay, T., Kanamori, H., Ammon, C. J., Nettles, M., et al. (2005). The great Sumatra-Andaman earthquake of 26 December 2004. Science, 308, 1127–1133. doi.org/10.1126/science.1112250Utilisée pour : La rupture de 2004 : plus de 1 300 km en environ 8 à 10 minutes
  13. Ammon, C. J., Ji, C., Thio, H.-K., Robinson, D., et al. (2005). Rupture process of the 2004 Sumatra-Andaman earthquake. Science, 308, 1133–1139. doi.org/10.1126/science.1112260Utilisée pour : La longueur et la durée de la rupture de 2004
  14. Hanks, T. C., & Kanamori, H. (1979). A moment magnitude scale. Journal of Geophysical Research, 84(B5), 2348–2350. doi.org/10.1029/JB084iB05p02348Utilisée pour : Le moment sismique et la magnitude de moment
  15. Wells, D. L., & Coppersmith, K. J. (1994). New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement. Bulletin of the Seismological Society of America, 84(4), 974–1002. doi.org/10.1785/BSSA0840040974Utilisée pour : Les longueurs de rupture pour les magnitudes 5, 7 et 9
  16. 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 : Environ 32 fois plus d'énergie pour chaque échelon entier de magnitude
  17. U.S. Geological Survey. M 8.2 – Bolivia, June 9, 1994. Event page. earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/usp0006dzcUtilisée pour : Le séisme profond de Bolivie : magnitude, profondeur d'environ 631 km, ressenti jusqu'à Toronto
  18. U.S. Geological Survey. Focal mechanisms, or 'beachballs'. www.usgs.gov/programs/earthquake-hazards/focal-mechanisms-or-beachballsUtilisée pour : Les types de failles et les mécanismes au foyer ; les deux plans de faille possibles
  19. U.S. Geological Survey. M 7.8 – Pazarcık earthquake, Kahramanmaraş earthquake sequence, Türkiye, February 6, 2023. Event page. earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/us6000jllzUtilisée pour : La magnitude du séisme de 2023 et son mécanisme en décrochement
  20. Reitman, N. G., Tan, M. M., Bürgi, P., Hatem, A. E., DuRoss, C. B., & Briggs, R. W. (2026). High-resolution surface deformation and slip distribution observations for the 2023 Kahramanmaraş, Türkiye, earthquake sequence help constrain the rupture process. Bulletin of the Seismological Society of America. pubs.usgs.gov/publication/70277053Utilisée pour : La rupture sur la faille est-anatolienne
  21. Japan Meteorological Agency (2013). Lessons learned from the tsunami disaster caused by the 2011 Great East Japan Earthquake and improvements in JMA's tsunami warning system. www.data.jma.go.jp/eqev/data/en/tsunami/LessonsLearned_Improvements_brochure.pdfUtilisée pour : La première alerte au tsunami à 14:49, environ trois minutes après le début, fondée sur une magnitude de 7,9 ; la saturation
  22. Hoshiba, M., Iwakiri, K., Hayashimoto, N., Shimoyama, T., et al. (2011). Outline of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake (Mw 9.0): Earthquake Early Warning and observed seismic intensity. Earth, Planets and Space, 63, 547–551. doi.org/10.5047/eps.2011.05.031Utilisée pour : Comment les premières estimations de la magnitude ont augmenté
  23. IRIS / EarthScope Consortium. Educational animations and classroom resources, including 'Seismic shadow zones and P waves'. www.iris.edu/hq/inclassUtilisée pour : Les ondes P, S et de surface ; la distance à partir du temps S moins P ; les trajectoires courbes des ondes ; les zones d'ombre
  24. U.S. Geological Survey. ANSS Comprehensive Earthquake Catalog (ComCat): earthquake search. earthquake.usgs.gov/earthquakes/searchUtilisée pour : Le nombre annuel de séismes de chaque magnitude (Gutenberg–Richter)
  25. Utsu, T., Ogata, Y., & Matsu'ura, R. S. (1995). The centenary of the Omori formula for a decay law of aftershock activity. Journal of Physics of the Earth, 43, 1–33. doi.org/10.4294/jpe1952.43.1Utilisée pour : La loi d'Omori (1894) et sa forme modifiée
  26. Båth, M. (1965). Lateral inhomogeneities of the upper mantle. Tectonophysics, 2, 483–514. doi.org/10.1016/0040-1951(65)90003-XUtilisée pour : La loi de Båth : la plus forte réplique inférieure d'environ 1,2 en magnitude
  27. Stein, R. S., Barka, A. A., & Dieterich, J. H. (1997). Progressive failure on the North Anatolian fault since 1939 by earthquake stress triggering. Geophysical Journal International, 128, 594–604. pubs.usgs.gov/publication/70019873Utilisée pour : Le transfert de contraintes : neuf des dix grandes ruptures rapprochées de la rupture par celles qui les ont précédées
  28. Parsons, T., Toda, S., Stein, R. S., Barka, A., & Dieterich, J. H. (2000). Heightened odds of large earthquakes near Istanbul: An interaction-based probability calculation. Science, 288, 661–665. pubs.usgs.gov/publication/70022614Utilisée pour : La probabilité accrue à Istanbul après Izmit, 1999
  29. U.S. Geological Survey. Myths and Misconceptions About Induced Earthquakes. www.usgs.gov/programs/earthquake-hazards/myths-and-misconceptions-about-induced-earthquakesUtilisée pour : Les séismes de l'Oklahoma liés à l'élimination des eaux usées ; magnitude 3 ou plus, d'environ deux par an à plus de 900 en 2015
  30. U.S. Geological Survey. M 5.8 – 14 km NW of Pawnee, Oklahoma, September 3, 2016. Event page. earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/us10006jxsUtilisée pour : Le séisme de Pawnee
  31. Petersen, M. D., et al. (2016). 2016 one-year seismic hazard forecast for the Central and Eastern United States from induced and natural earthquakes. U.S. Geological Survey Open-File Report 2016–1035. pubs.usgs.gov/publication/ofr20161035Utilisée pour : Les prévisions à un an pour les séismes provoqués par les humains
  32. Bakun, W. H., Aagaard, B., Dost, B., Ellsworth, W. L., et al. (2005). Implications for prediction and hazard assessment from the 2004 Parkfield earthquake. Nature, 437, 969–974. doi.org/10.1038/nature04067Utilisée pour : Parkfield : les séismes de 1857–1966, la prévision de 1985 et le séisme de 2004
  33. 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 : Les prévisions faille par faille pour la Californie sur plusieurs décennies
  34. Dziewonski, A. M. (1984). Mapping the lower mantle: Determination of lateral heterogeneity in P velocity up to degree and order 6. Journal of Geophysical Research, 89(B7), 5929–5952. doi.org/10.1029/JB089iB07p05929Utilisée pour : Des cartes tridimensionnelles du manteau établies à partir des temps de trajet des ondes (tomographie sismique)

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 201: Au cœur d'un séisme [Leçon vidéo]. Earth Explained: Séismes 201. https://earthwatch247.com/learn/earthquakes-201/fr/

Corrigé

  1. C. Les stations éloignées de la faille dérivent avec leurs plaques, mais celles qui sont les plus proches d'une faille bloquée prennent du retard : la roche se déforme et accumule de la déformation, c'est la phase de mise en charge du cycle sismique.
  2. A. 1 300 km ÷ (8 × 60 s) = 1 300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km par seconde, dans la fourchette typique de vitesse de rupture de 2 à 3 km par seconde. Plus la faille qui se rompt est longue, plus les secousses durent.
  3. D. M₀ = rigidité × surface × glissement (Hanks et Kanamori, 1979). L'oscillation sur un seul sismogramme était la base des échelles plus anciennes, qui cessent de croître pour les plus grands séismes.
  4. B. Pour un séisme proche, chaque seconde entre les arrivées des ondes P et S correspond à environ 8 km : 10 × 8 ≈ 80 km. Les distances obtenues à trois stations ou plus se croisent à l'épicentre.
  5. A. Les poussées et les tractions reportées autour de la source montrent comment la faille a bougé. Pour le séisme de magnitude 7,8 en Türkiye en 2023, le ballon de plage a montré une rupture en décrochement.
  6. C. Les méthodes rapides servent aux alertes mais atteignent leur limite pour les plus grands séismes. La magnitude de moment, issue de la surface et du glissement de la faille, n'a pas cette limite, si bien que l'estimation a été relevée par étapes jusqu'à 9,0 (l'USGS donne 9,1).
  7. B. Le taux diminue à peu près comme l'inverse du temps écoulé depuis le choc principal : dix jours après, environ un dixième ; cent jours après, environ un centième.
  8. D. La plus forte réplique a en moyenne une magnitude inférieure d'environ 1,2 à celle du choc principal : 7,0 − 1,2 = 5,8. C'est pourquoi les bâtiments endommagés doivent rester vides tant qu'ils n'ont pas été inspectés.
  9. C. Les ondes S ne peuvent pas traverser un liquide, si bien que le noyau externe projette une ombre des ondes S ; les ondes P le peuvent, et réapparaissent de l'autre côté. Aucun forage n'est descendu au-delà d'environ 12 km.
  10. A. Un noyau interne plus rapide avait dévié les ondes jusque dans la zone où le noyau aurait dû les empêcher d'arriver. Le caractère solide du noyau interne, d'environ 1 220 km de rayon, a été démontré plus tard.

Réponse écrite

  1. Sur une faille bloquée, les plaques continuent de bouger mais les deux côtés restent bloqués, si bien que la roche voisine de la faille se déforme et accumule de la déformation pendant des décennies ou des siècles. Quand la contrainte l'emporte sur le frottement, la faille se rompt en quelques secondes à quelques minutes et la roche déformée reprend brusquement sa forme (rebond élastique, Reid, 1910) ; puis la faille se bloque et recommence à se charger. Les récepteurs GPS ancrés dans le sol suivent leur position à quelques millimètres près : près d'une faille bloquée, les stations les plus proches prennent du retard sur le mouvement des plaques, ce qui montre que le sol se déforme. Les événements de glissement lent, révélés par le GPS vers 2000, sont des glissements d'environ un pouce (quelques centimètres) en deux semaines environ, trop lents pour être ressentis ; sous l'État de Washington et la Colombie-Britannique, ils se produisent sur la limite profonde entre les plaques à peu près tous les 14 mois. Les tranchées creusées en travers des failles montrent des couches de sol déchirées et décalées par des séismes passés, et la datation de ces couches montre à quelle fréquence la faille s'est rompue sur des milliers d'années. Le glissement lent compte parce que chaque événement ajoute de la charge à la partie bloquée de la faille située au-dessus, ce qui la rapproche un peu de son prochain séisme.
  2. (a) Les ondes P sont les plus rapides et arrivent en premier ; les ondes S arrivent plus tard. Pour un séisme proche, chaque seconde d'écart entre elles correspond à environ 8 km, et les distances obtenues à de nombreuses stations se croisent en un point, trouvé en quelques secondes. (b) Dans certaines stations, le premier mouvement du sol est une poussée, dans d'autres une traction ; reportés autour de la source, ces mouvements dessinent un ballon de plage qui montre le type de faille et deux plans de faille possibles. Pour le séisme de magnitude 7,8 en Türkiye en février 2023, il a montré une rupture en décrochement, et les répliques le long de la faille est-anatolienne ont montré quel plan avait glissé. (c) La taille définitive est la magnitude de moment, calculée à partir du moment sismique : la surface qui a glissé multipliée par le glissement et par la rigidité de la roche. Les méthodes rapides donnent un premier chiffre en quelques minutes, mais elles saturent pour les très grands séismes : la première alerte au tsunami du Japon en 2011, environ trois minutes après le début, reposait sur une magnitude de 7,9, relevée par étapes jusqu'à 9,0. Les grandes ruptures continuent aussi de se propager pendant plusieurs minutes (environ 8 pour Sumatra en 2004), si bien que l'enregistrement complet est nécessaire avant que le chiffre définitif soit connu.
  3. Quand un segment de faille se rompt, sa contrainte n'est pas seulement libérée mais déplacée : la roche située juste au-delà des extrémités de la rupture se trouve davantage chargée, ce qui rapproche le segment suivant de la rupture. Le long de la faille nord-anatolienne, à partir de 1939, une série de grands séismes a progressé d'est en ouest pendant soixante ans ; une étude des dix plus grands (magnitude 6,7 ou plus) a montré que neuf avaient été rapprochés de la rupture par ceux qui les avaient précédés. En août 1999, cette progression a atteint Izmit (magnitude 7,6), près d'Istanbul, et les calculs de la contrainte transférée ont accru la probabilité d'un fort séisme près de la ville. À Parkfield, sur la faille de San Andreas, des séismes modérés se sont produits en 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 et 1966, à peu près tous les 22 ans. En 1985, les scientifiques ont prévu le suivant avant 1993 et ont rempli la zone d'instruments, mais il est survenu en 2004, onze ans après la fin de la période prévue. Les failles sont assez régulières pour établir des prévisions, mais pas pour respecter un horaire ; les prévisions modernes, comme UCERF3, la prévision faille par faille de la Californie, combinent donc le cycle sismique, les archives des tranchées et le transfert de contraintes en probabilités sur plusieurs décennies, jamais une date.

Pour aller plus loin

  1. Localiser un séisme grâce au temps S moins P: VP·VS ÷ (VP − VS) = (6 × 3,5) ÷ 2,5 = 8,4 km par seconde d'écart, soit environ 8 km. Les distances sont de 5,0 × 8,4 ≈ 42 km, 8,0 × 8,4 ≈ 67 km et 12,0 × 8,4 ≈ 100 km (environ 40, 64 et 96 km avec la règle des 8 km). Une seule distance indique seulement que le séisme se trouve quelque part sur un cercle autour de cette station ; deux cercles se croisent généralement en deux points ; le troisième cercle désigne l'un d'eux. (En toute rigueur, les cercles sont des sphères, et avec davantage de stations, on trouve aussi la profondeur.) Pour les séismes lointains, les ondes plongent profondément dans le manteau, où elles vont toutes deux plus vite, et leurs trajectoires s'incurvent ; les sismologues utilisent donc des tables de temps de trajet calculées pour l'ensemble de la Terre au lieu d'un seul couple de vitesses de la croûte.
  2. Moment sismique, glissement et magnitude de moment: (a) A = 5 × 104 m × 2 × 104 m = 1 × 109 m², donc M₀ = 3 × 1010 × 1 × 109 × 1.3 ≈ 3.9 × 1019 N·m ; log₁₀M₀ ≈ 19.59, et Mw = (2/3)(19.59 − 9.1) ≈ 7.0. Un séisme de magnitude 7 rompt une faille d'environ 50 km de long, comme dans le cours. (b) A = 5 × 105 m × 2 × 105 m = 1 × 1011 m², donc M₀ = 3 × 1010 × 1 × 1011 × 10 = 3 × 1022 N·m ; log₁₀M₀ ≈ 22.48, et Mw = (2/3)(22.48 − 9.1) ≈ 8.9. Son moment est 3 × 1022 ÷ 3.9 × 1019 ≈ 770 fois plus grand, ce qui correspond à la différence d'environ 1,93 en magnitude : 101.5 × 1.93 ≈ 780. (c) 50 km ÷ 2,5 km/s = 20 s ; 500 km ÷ 2,5 km/s = 200 s, plus de 3 minutes. Sumatra : 1 300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km/s, la même règle s'applique donc, et les plus grands séismes secouent le sol pendant des minutes parce que leurs ruptures mettent des minutes à s'achever.
  3. Combien de séismes de chaque taille : Gutenberg–Richter et Båth: (a) Chaque échelon en plus compte environ dix fois moins de séismes : environ 150 de magnitude 6 à 6,9 et environ 15 de 7 à 7,9 chaque année, puis environ 1,5 de magnitude 8 ou plus, ce qui concorde avec « environ un ». (Le catalogue de l'USGS pour 2000 à 2019 donne en moyenne environ 140 et 14 par an.) (b) Trois échelons représentent 101.5 × 3 = 104.5 ≈ 32 000 fois l'énergie, si bien que 1 500 séismes de magnitude 5,0 ne libèrent qu'environ 1 500 ÷ 32 000 ≈ 1/20 de l'énergie d'un seul séisme de magnitude 8. Tenir compte de leur répartition réelle de 5,0 à 5,9 porte ce chiffre à environ un quart, toujours bien moins qu'un seul grand séisme : l'énergie est dominée par les plus grands séismes, si bien que les petits ne peuvent pas relâcher la déformation. (c) 7,0 − 1,2 = 5,8. Si environ une réplique atteint 5,8, alors avec b = 1, environ 10 atteignent 4,8 ou plus et environ 100 atteignent 3,8 ou plus. Ce sont des moyennes ; les séquences réelles varient beaucoup.
  4. Comment les répliques s'atténuent : la loi d'Omori: (a) n(10) ≈ 200 ÷ 10 = 20 par jour, un dixième du taux du premier jour ; n(100) ≈ 200 ÷ 100 = 2 par jour, un centième, comme dans le cours. (b) K·ln 10 = 200 × 2,30 ≈ 460 dans chaque intervalle : environ 460 du jour 1 au jour 10, environ 460 du jour 10 au jour 100, et environ 460 du jour 100 au jour 1 000 (près de trois ans). Chaque tranche de temps dix fois plus longue que la précédente apporte à peu près autant de répliques qu'elle, simplement plus dispersées. (c) La séquence s'atténue vite mais dure longtemps, et selon la loi de Båth, l'une des répliques tardives pourrait encore être forte. Les bâtiments endommagés doivent rester vides tant qu'ils n'ont pas été inspectés, et les prévisions de répliques sont mises à jour pendant des semaines, voire des mois, et non pendant quelques jours. (Dans les séquences réelles, p est souvent un peu supérieur à 1, si bien que les périodes ultérieures sont un peu plus calmes, et le taux finit par revenir au niveau de fond normal de la région.)
  5. Zones d'ombre et taille du noyau: (a) La circonférence est de 2π × 6 371 ≈ 40 030 km, donc 104° représentent 104/360 × 40 030 ≈ 11 560 km, plus d'un quart de tour (90°, environ 10 000 km), comme dans le cours. (b) 6 371 × cos 52° ≈ 6 371 × 0,616 ≈ 3 920 km. (c) Trop grande. Comme les ondes accélèrent avec la profondeur, un trajet réel entre deux points s'enfonce plus profondément que la corde rectiligne qui les relie, si bien que l'onde qui effleure le noyau et remonte à 104° est descendue plus bas que les 3 920 km de la corde : le noyau est plus petit, d'environ 3 480 km de rayon, et son sommet se trouve à environ 2 890 km de profondeur. (d) Dans un noyau entièrement liquide, les ondes P seraient déviées de telle sorte qu'aucune ne remonterait entre environ 104° et 140°. Les ondes qui y sont arrivées ont dû être renvoyées par une région à l'intérieur du noyau où elles se propagent plus vite : le noyau interne de Lehmann, d'environ 1 220 km de rayon.