sismologie
Étude des séismes et, plus généralement, des divers mouvements du sol.
Comment et pourquoi étudier les séismes ?
Les séismes, ou tremblements de terre, ont de tout temps fasciné l'homme. Ils provoquent inquiétude et réactions irrationnelles en raison de la menace constante qu'ils représentent sur les personnes et les biens. La sismologie est de nos jours une science en rapide évolution qui tente de répondre à cette menace, et aussi d'utiliser les informations apportées par les séismes pour mieux connaître la structure interne de la Terre.
C'est la rupture des roches qui engendre des ondes sismiques, en un lieu qualifié de source sismique. L'étude de la distribution des séismes et des déplacements qu'ils révèlent, associée à celle des déformations permanentes qu'ils produisent, fait l'objet de la sismotectonique, facette vivante de la tectonique des plaques.
À partir de ces études, les sismologues cherchent à évaluer le risque sismique, ce qui nécessite une estimation de l'énergie libérée et de l'intensité du mouvement du sol pourmieux protéger les zones vulnérables de la planète.
On utilise enfin les ondes émises par les séismes ou des sources artificielles pour en extraire une information sur la structure interne du globe à différentes échelles, à la manière dont on obtient une image de l'intérieur du corps humain par les techniques d'échographie. Les différents domaines de la sismologie sont étroitement liés et concourent non seulement à la connaissance de la structure de la Terre et des propriétés des roches, mais aussi à un objectif encore lointain, celui d'une éventuelle prévision des séismes.
L'origine des séismes
Un séisme est la manifestation d'une déformation qui se produit sous l'effet des contraintes résultant de la tectonique des plaques. Dans la nature, un volume rocheux est en effet soumis au poids des roches qui le surmontent (pression lithostatique), mais aussi à des forces tectoniques engendrées par les mouvements de la lithosphère ou de l'asthénosphère. En conséquence, ce volume rocheux se déforme d'une certaine manière qui dépend des conditions ambiantes (notamment, de la température) et de la structure interne de la roche, et qui caractérise le comportement de la roche considérée. L'étude de ce comportement fait l'objet de la rhéologie. Une force appliquée rapportée à une surface donnée définit la contrainte.
Dans la partie supérieure de la croûte terrestre (jusqu'à 10-20 km), les propriétés des roches et les conditions de pression et de température font que le comportement de la roche est généralement cassant.
La théorie de l'élasticité permet de comprendre ce comportement : tant que les forces appliquées restent faibles, la déformation de la roche est proportionnelle et réversible. Une force plus grande peut alors amener la roche à son seuil de rupture et produire une déformation irréversible qui se concentre sur une surface : le plan de rupture, ou faille active. À cet instant, l'énergie emmagasinée au cours du temps par les roches se dissipe sous forme de vibrations et de chaleur : c'est le séisme.
Plus en profondeur, la chaleur fait que la résistance des roches change : au lieu de « casser » brutalement, elles s'écoulent lentement comme du miel. C'est le fluage, qui caractérise le comportement ductile et ne produit donc pas de séismes.
De l'onde sismique à la structure interne du globe
L'observation sismologique
À la suite d'un séisme, parviennent en un point donné du globe des vibrations qui résultent du trajet à l'intérieur de la Terre des ondes sismiques émises à partir du point souterrain où s'est produit le séisme (foyer ou hypocentre, à distinguer de l'épicentre, projection du foyer à la surface du globe). Alors que ces vibrations se sont propagées à des vitesses rapides (de 1,5 à 10 km/s), elles induisent en un point éloigné du séisme un déplacement du sol quasi élastique et dont la vitesse et l'amplitude sont généralement très faibles. La mesure de ces mouvements se fait par un sismographe (ou station sismologique), instrument capable de percevoir et d'enregistrer ces oscillations faibles du sol grâce à un sismomètre. La courbe représentant la vitesse ou l'accélération du sol en fonction du temps constitue un sismogramme.
Le premier enregistrement précis d'un séisme a été obtenu en 1889 à Potsdam, en Allemagne, mais il n'existe des réseaux denses de sismographes que depuis les années 1960. Aujourd'hui, ces réseaux, en constante évolution, permettent d'amplifier électroniquement le mouvement du sol plusieurs milliers de fois et fournissent une précision sur le temps absolu de l'ordre de la milliseconde. Les signaux parvenus au sismomètre sont numérisés et stockés de manière continue. En raison de l'effet d'atténuation des ondes dans les roches (conversion de l'énergie mécanique en chaleur), ces signaux vont changer de forme en fonction de la distance au séisme (les hautes fréquences sont absorbées plus vite). Les sismomètres modernes peuvent restituer les mouvements du sol dans une large gamme de fréquences (de 0,0005 Hz à 100 Hz environ).
Les organismes de recherche scientifique coopèrent à travers le monde pour entretenir et répartir le mieux possible des milliers de stations. La distribution de celles-ci est hélas très hétérogène, car il n'existe pas encore de stations sismologiques sous-marines permanentes. Des réseaux plus denses de stations portables temporaires, terrestres et sous-marines, sont parfois installées, par exemple après un fort tremblement de terre. Cela permet une caractérisation plus détaillée des répliques, des structures de la croûte et de l'activité microsismique.
La propagation des ondes sismiques
Sur le sismogramme, apparaissent des trains d'ondes sismiques qui représentent les types d'ondes émises depuis le foyer et leur modification consécutive à leur parcours à l'intérieur ou à la surface de la Terre. Pendant la rupture, les trains d'ondes sont émis par la friction des masses rocheuses de part et d'autre du plan de faille. Du foyer (point « source » du séisme) partent ainsi deux types d'ondes : les unes, dites ondes P (primaires), correspondent à un mouvement de compression et de dilatation du milieu dans la direction de propagation et se propagent à la vitesse VP ; les autres, appelées ondes S (secondaires), provoquent un mouvement cisaillant des particules et se propagent à la vitesse VS. Les ondes P et S sont appelées ondes de volume car elles se propagent à travers toutle « corps » de la Terre, dans toutes les directions depuis le foyer. En raison des propriétés mécaniques des roches, la vitesse VP est toujours plus grande que la vitesse VS, et les ondes S ne peuvent pas se propager dans un liquide.
À la suite des ondes de volume, est enregistré un autre train d'ondes, reconnaissable par uneamplitude importante, une fréquence faible et un amortissement lent. Il résulte de l'interaction complexe des ondes de volume avec la surface du globe, d'où le nom d'ondes de surface ou d'ondes L donné aux ondes qui le composent. Selon leur fréquence, ces ondes se propagent dans des couches d'épaisseur très variable (jusqu'à plusieurs centaines de kilomètres depuis la surface), à des vitesses toujours plus lentes que les ondes de volume.
Enfin, les sismogrammes révèlent également un bruit de fond engendré par les mouvements de la mer, les variations de l'atmosphère et les activités humaines, qu'on appelle le bruit microsismique. La lecture précise d'un sismogramme est donc complexe et nécessite une expérience approfondie, mais elle constitue le fondement de toute l'analyse sismologique.
L'échographie sismique
Le report des temps d'arrivée des ondes d'un séisme donné en fonction de la distance épicentrale (distance angulaire rapportée au centre de la Terre entre l'épicentre et la station d'observation) est appelé hodochrone. Il est possible de l'établir grâce au grand nombre de stations sismologiques réparties sur le globe. On constate ainsi que les vitesses des ondes P et S augmentent avec la distance épicentrale ; cela permet de montrer que les vitesses d'onde de volume sont de plus en plus rapides en allant vers le centre de la Terre. Ainsi, les ondes de volume issues du foyer ne se propagent pas aux mêmes vitesses dans les différents milieux géologiques. En revanche, les ondes de surface gardent une vitesse constante.
Ce sont les hodochrones des ondes de volume de milliers de séismes qui, historiquement, ont permis d'établir des lois de vitesse précises des ondes P et S à l'intérieur de la Terre. Ce travail fondamental a été effectué au cours de la première moitié du xxe s. et a permis de décrire les différentes enveloppes concentriques du globe en mettant en évidence les principales discontinuités de vitesse : la limite entre croûte et manteau (discontinuité de Mohorovičić ou Moho), entre 6 et 70 km de profondeur ; la limite entre manteau et noyau externe (discontinuité de Gutenberg) vers 2 900 km ; et la limite entre noyau externe et graine (discontinuité de Lehman) vers 5 100 km. On remarque notamment que le noyau externe se comporte comme un fluide, car les ondes S ne s'y propagent pas.
La tomographie sismologique
L'une des méthodes d'imagerie les plus employées aujourd'hui est celle de la tomographie sismologique. Elle consiste à utiliser la mesure des temps de propagation des ondes sismiques de nombreux séismes pour déterminer des écarts de vitesse de propagation par rapport à une structure de vitesse moyenne établie initialement. Par une approche directe (comparaison successive entre des temps observés et des temps théoriques calculés) ou inverse (minimisation des écarts de temps observés et prédits), on visualise ainsi, en trois dimensions, des anomalies de vitesse des ondes que l'on peut alors relier à des variations de propriétés physiques des milieux traversés. La précision de la détermination de ces zones « anormales » dépend beaucoup de la densité des trajets d'onde et de la qualité des données. Leur interprétation est complexe, car de nombreux paramètres peuvent modifier les vitesses des ondes.
La sismologie expérimentale
À l'échelle plus locale (distances de quelques dizaines à quelques centaines de kilomètres), on emploie souvent des sources artificielles d'ondes sismiques : c'est le domaine de la sismique, appelée aussi sismologie expérimentale. Elle constitue une part essentielle de l'activité en prospection pétrolière. L'avantage principal est de connaître le lieu et l'instant de l'émission d'énergie et de pouvoir contrôler la forme et le contenu du signal émis. L'essentiel de l'acquisition de données sismiques pour l'industrie se fait aujourd'hui en trois dimensions (et même en quatre, avec la répétition des expériences dans le temps), dans le but de localiser des hydrocarbures et des pièges potentiels avec une précision de quelques mètres à des profondeurs de quelques kilomètres. Elle nécessite l'emploi de sources artificielles émettant dans des gammes de fréquences plus élevées que les séismes (de 1 Hz à quelques milliers de Hz). Les mêmes lois régissent la propagation des ondesutilisées, qui sont les ondes réfléchies ou les ondes réfractées. Après untraitementpoussé des données, on obtient des informations précises sur les contrastes de vitesse et de densité et sur la géométrie des milieux traversés par les ondes.
La source sismique
Le phénomène du séisme correspond à un relâchement brutal des forces accumulées dans une zone bien précise : la faille active (ou sismogène) décrite en tectonique. Cette zone de rupture est souvent une cicatrice qui résulte d'une histoire longue et représente une zone de faiblesse relative dans la croûte.
La notion de cycle sismique
Depuis que l'on a pu établir un lien direct entre certains séismes et des failles actives, à la fin du xixe s., un modèle simple a été formulé pour expliquer la répétition au même endroit de séismes séparés par des durées de quelques centaines à quelques milliers d'années : c'est le modèle du cycle sismique (ou du rebond élastique).
Selon ce modèle, les forces tectoniques agissant dans une région donnée déplacent les roches de la croûte supérieure (aux propriétés élastiques) de manière lente et continue, sauf à proximité des deux lèvres de la faille, où s'accumulent alors progressivement des forces. Quand les roches au contact de la faille ne peuvent plus résister à la force cisaillante appliquée de part et d'autre de la faille, le seuil de rupture est atteint : le séisme se produit, et l'essentiel du mouvement qui n'avait pu se faire est compensé par ce déplacement brutal. En quelques secondes, le séisme permet ainsi de « rattraper » le retard au déplacement qui s'était produit loin de la faille pendant des centaines ou des milliers d'années. Ce déplacement peut dépasser la dizaine de mètres pour les grands séismes !
Propagation de la rupture et segmentation
Lorsque la rupture démarre, la valeur de la contrainte chute à l'endroit correspondant. Ce phénomène va déterminer l'évolution ultérieure de la rupture en libérant l'énergie mécanique qui était « stockée » dans les roches. Ainsi, un front de rupture se propage à une vitesse de 2 à 3 km/s, mais procède le plus souvent par à-coups successifs et parfois même par sauts d'une zone à une autre, en fonction de l'état de contraintes avant le séisme et des propriétés de friction du milieu. Cette rupture hétérogène matérialise des segments de faille, correspondant souvent à des changements d'orientation. Une fois le front de rupture passé, une certaine quantité de glissement (variable d'un segment à un autre) s'est produit et représente la dislocation.
Lorsque la rupture s'arrête, il résulte des glissements effectués une distribution très hétérogène des contraintes résiduelles, non seulement sur la faille, mais aussi dans le volume rocheux environnant. On parvient aujourd'hui à déterminer l'évolution de la rupture des grands séismes par une modélisation détaillée des sismogrammes.
La sismotectonique : des failles aux séismes
Les traces d'une faille active en surface
La majorité des séismes se produisent à des profondeurs faibles (de 0 à 20 km), dans la partie cassante de la croûte. Ils sont dits superficiels. Dans ce cas, il est possible que la dislocation apparaisse à la surface (rupture cosismique). Cette déformation superficielle permet de comparer la rupture observée aux modèles de source et de segmentation obtenus par l'analyse des sismogrammes du séisme principal. La description de la faille en surface est géométrique et cinématique : les séismes de El Asnam (Algérie, 1980), Landers (Californie, 1992), Izmit (Turquie, 1999) sont quelques-uns des tremblements de terre récents qui ont permis de telles observations détaillées de ruptures cosismiques.
On peut également mesurer les déplacements relatifs de différents points aux alentours d'un grand séisme par géodésie terrestre ou spatiale (GPS), ou en combinant des images spatiales de la zone de rupture avant et après le séisme (interférométrie radar). Cette technique se pratique maintenant couramment et permet d'améliorer les modèles de rupture.
Enfin, la répétition d'un grand nombre de séismes sur la même faille est responsable d'une déformation cumulée sur de longues périodes de temps : en pratiquant une analyse de ces paysages marqués par la tectonique récente et en datant les décalages associés à chaque rupture, on peut mieux comprendre le cycle sismique et estimer des vitesses moyennes de déplacement sur les failles (de quelques fractions de millimètre à quelques centimètres par an) : c'est l'objet de la paléosismologie.
Les mécanismes du foyer
Les premiers mouvements (ou polarités) des ondes P d'un séisme donné se répartissent en quatre zones : deux d'entre elles sont en dilatation (le sol est initialement « attiré » vers le séisme) et les deux autres en compression (le sol est « repoussé »). Cette distribution s'explique par l'application d'un double couple de forces au foyer lors de la rupture. On la désigne sous le nom de mécanisme au foyer ; ce concept est très utilisé en sismotectonique car il révèle la géométrie et la cinématique de la faille active. En combinant un grand nombre de mécanismes au foyer, on peut déterminer les orientations de contraintes qui s'exercent localement et qui sont responsables de la sismicité. Les mécanismes au foyer permettent ainsi une comparaison très utile avec les objets tectoniques observés sur le terrain et leurs mouvements.
Localisation et distribution spatio-temporelle des séismes
Localiser un séisme consiste à déterminer les trois coordonnées spatiales et le temps origine de l'hypocentre. C'est l'une des tâches premières de la sismologie, elle aussi rendue possible par l'analyse des sismogrammes : on mesure les temps d'arrivée des ondes P et S à différentes stations et on ajuste au mieux ces mesures aux temps théoriques de propagation dans un modèle de Terre.
En tomographie sismique, on cherche à améliorer simultanément un modèle tridimensionnel de vitesse et la localisation des séismes, qui dépendent l'un de l'autre. Cependant, la précision de localisation dépend non tant de la qualité des modèles que de la disposition et de la densité des stations.
Ces localisations, cumulées sur plusieurs années, permettent de bâtir des catalogues de sismicité : on peut ainsi identifier à différentes échelles les zones du globe qui se déforment en relâchant de l'énergie sismique, ce qui est le cas par exemple de toutes les grandes limites de plaques actuelles. Elles permettent, entre autres, de décrire avec précision les zones de subduction, où des panneaux de lithosphère océanique « plongent » sous la plaque supérieure à plusieurs centaines ou plusieurs milliers de kilomètres de profondeur, et aussi de mieux comprendre les propriétés rhéologiques (résistance à la friction, seuil de plasticité, température) des lithosphères océanique et continentale. Enfin, des études statistiques établissent des relations entre l'énergie libérée par les séismes et le nombre de séismes ou leur répartition spatiale et temporelle.
Le risque sismique
L'énergie sismique rayonnée
Il est important de pouvoir estimer l'importance relative des séismes. La valeur de la magnitude fournit une évaluation de l'énergie transportée par les ondes. Elle est graduée selon une échelle, dite de Richter, du nom du géophysicien américain qui l'a établie, en 1935, par la mesure de l'amplitude de certaines ondes du sismogramme. Toutefois, cette mesure est difficile, car l'amplitude des ondes sismiques varie suivant la profondeur des foyers ou le diagramme de radiation des ondes. Aujourd'hui, on estime à partir des sismogrammes le double couple de forces exercé au foyer pour calculer le moment sismique Mo, qui représente l'énergie mécanique rayonnée par la source sismique. Cette valeur Mo permet le calcul d'une magnitude d'énergie (ou de moment), Mw. C'est une quantité sans unité, logarithmique, si bien qu'elle n'est pas reliée de manière linéaire à l'énergie : l'augmentation d'une unité de magnitude équivaut à multiplier l'énergie par plus de trente. Il y a pour un séisme donné une loi d'échelle entre Mw, la dislocation, la longueur de la rupture et sa durée.
Le séisme du Chili, en 1960, de magnitude Mw estimée à 9,5, représente ainsi une faille activée sur près de 1 000 km pour une dislocation de 20 à 30 m, pour lequel les vibrations ont duré plus de 5 minutes. Aucun autre séisme connu n'a libéré autant d'énergie, et des ruptures de dimension supérieure à celle-ci sont peu vraisemblables sur la Terre. Bien qu'il y ait plusieurs centaines de milliers de séismes de magnitude inférieure à 6 par an, ils libèrent nettement moins d'énergie que les quelques séismes annuels de magnitude supérieure.
On peut également estimer les effets d'un séisme selon l'intensité des dégâts causés aux constructions, ce qui revient à évaluer l'intensité des mouvements du sol. Cette mesure a permis de définir des échelles d'intensité, comme l'échelle dite « MSK » qui comprend 12 degrés. Elle est très utile, notamment pour évaluer l'importance de séismes historiques, mais elle dépend de nombreux paramètres indépendants de la source sismique (densité de population, réponse des sols et de la structure géologique, état des constructions, etc.) qui rendent son interprétation difficile.
De la prévision à la prévention
Le modèle du cycle sismique n'est qu'approximatif : ainsi, dans de nombreux cas, l'intervalle de temps séparant deux grands séismes sur une faille donnée n'est pas régulier, et la dimension de la faille qui « glisse » pendant plusieurs séismes successifs peut varier considérablement. Ces variations sont liées à la forte hétérogénéité des zones de faille active en terme de contrainte et de géométrie, et aussi à la difficulté à connaître la façon dont les contraintes se transmettent entre les failles même éloignées.
L'observation des répliques, séismes de plus faible magnitude qui suivent le séisme principal, illustre ces variations : elles s'échelonnent parfois sur quelques jours, quelques mois, ou même quelques années après la rupture majeure, et traduisent une instabilité de la zone de faille qui n'est pas comprise aujourd'hui.
Par ailleurs, la nature et la géométrie du sous-sol peuvent modifier très fortement la façon dont un point à la surface se déplace au cours d'une secousse sismique (effets de site). Ainsi, la probabilité de déclenchement d'un fort séisme et les caractéristiques du mouvement du sol sont toujours très difficiles à estimer. Le risque sismique reste donc aujourd'hui impossible à évaluer précisément. Certaines tentatives de prédiction sont basées sur la surveillance de précurseurs sismiques : variations du taux de petits séismes, déformations lentes près de la faille, variations du niveau d'eau dans les puits, anomalies du champ électrique dans le sol, variation de production d'un gaz rare, le radon. Elles ont échoué, faute de mesures suffisantes ou d'explication de la grande variabilité de ces phénomènes d'un séisme à l'autre. Une autre voie consiste non pas à chercher quand un séisme se produira (ce que certains sismologues jugent impossible), mais plutôt à prévoir les mouvements possibles du sol pour une région donnée, de façon à anticiper les dégâts à attendre : c'est la voie préventive, qui nécessite de nombreuses mesures mais pourra permettre dans le futur d'adapter les normes parasismiques à chaque région, et de contribuer ainsi à réduire le risque sismique.
