Laboratoire de Géologie  d'Amiens

Avis aux étudiants

Cette page permet aux étudiants de retrouver les différentes ressources utilisées pour réaliser les cours dispensés par les enseignants lors des cours magistraux en amphithéâtre au cours de l'année.
Cette page bien entendue n'interdit pas la présence au cours, qui est bien sur par choix des auteurs de cette page,
plus complet que ce qui est présenté sur cette page.

L'information trouvée sur ce site vient en complément des cours magistraux et ne peut en aucun cas se substituer à ceux-ci.
 

Les enseignants en Géologie du DEUG SV1

COURS MAGISTRAL DE G. MAHIEUX SUR LES RISQUES NATURELS
 
 

LES VOLCANS

LES SÉISMES

 

Les volcans
 

En travaux !!!!
 
 
 

Les séismes

1 - Croyances anciennes
2 - Introduction
3 - Exemple d'un séisme
4 - Quelques définitions
5 - Effets des séismes
6 - Propagationdes ondes sismiques
7 - Géographie des séismes
8 - La sismicité en France

Sites et ouvrages à consulter de préférence pour suivre le cours :

http://eost.u-strasbg.fr/pedago/Accueil.html
Dercourt et Paquet : Géologie objets et méthodes
Pommerol, Lagabrielle et Renard : Éléments de géologie
Caron : La planète Terre

Croyances anciennes

- pour les Grecs, il s'agissait de géants se battant sous terre.
- pour les Japonais, d'une araignée souterraine qui s'agitait (plus tard, ils  crurent à un poisson-chat).
- Les Algonquins (d'Amérique du Nord) croyaient que la Terre reposait  sur le dos d'une tortue qui la faisait trembler en marchant.

Depuis longtemps, l'homme s'est intéressé à l'observation et à la description des tremblements de terre, dont les conséquences catastrophiques l'effrayaient. Mais la sismologie moderne n'a pris un véritable essor qu'au début du XXe siècle, grâce à la mise au point de sismographes - appareils chargés d'enregistrer les vibrations du sol - plus perfectionnés et ultrasensibles, en même temps que se développait l'implantation de nombreux observatoires, en particulier dans la plupart des régions à fort risque sismique.

Introduction

    Une station est équipée d'au moins trois sismographes : l'un, enregistrant les mouvements verticaux ; les autres, les mouvements horizontaux (orientés nord-sud et est-ouest, par exemple).
    Les sismographes sont des instruments qui servent à enregistrer et à mesurer les tremblements de terre. Durant une tremblement de terre, les vibrations engendrées par la rupture du roc le long de la zone faillée irradient à partir du point de rupture. Les sismographes décèlent, amplifient et enregistrent ces vibrations. L'enregistrement visuel produit par un sismographe s'appelle un sismogramme.

Qu'est-ce qu'un séisme ?

    C'est un ébranlement brutal plus ou moins violent de l'écorce terrestre. Les séismes ont leur origine en profondeur en un point appelé hypocentre ou foyer. Celui-ci peut-être superficiel, à moins de 100 km de profondeur, intermédiaire entre 100 et 300 km, et profond jusqu'à 700 km. Il n'y a plus de foyer sismique en dessous de cette profondeur.

    Les séismes se déclenchent lors de la libération brutale de contraintes accumulées par des déplacements tectoniques ou par des montées magmatiques (séismes volcaniques).

    Environ un million de séismes sont enregistrés chaque année, mais ils ne sont pas tous ressentis. Ils sont dus aux mouvements des plaques lithosphériques qui finissent par rompre la croûte terrestre, avec une libération brutale d'énergie qui se propage sous forme d'ondes. Face au risque sismique, les populations sont inégalement exposées. La prévision des séismes constitue un sujet majeur de recherches pour le XXIe siècle.

Exemple d’un séisme

Les séismes éprouvés par les Petites Antilles sont dus à un mouvement de subduction de deux plaques océaniques, la plaque amérique s’enfonçant sous la plaque caraïbe.
Le plus fort séisme ressenti, actuellement connu, des Petites Antilles, est celui de 8 février 1843 : son épicentre est proche de l’île de la Guadeloupe. Sa magnitude est estimée entre 7,5 et 8,0 ; les intensités maximales reportées dans ce département ont atteint le degré IX, causant plusieurs milliers de morts, principalement à Pointe-à-Pitre.

Quelques définitions …

n. m. Mouvement vibratoire rapide de la croûte terrestre, résultant d'une rupture plus ou moins importante de celle-ci.

Foyer : lieu d'origine de la rupture des roches en profondeur

Épicentre : lieu de la surface terrestre situé exactement à la verticale du foyer, où ,l'intensité du séisme est la plus importante.

Magnitude : elle indique l'énergie libérée au foyer du séisme.

L'échelle de Richter : est une des échelles les plus utilisées pour mesurer la magnitude.Théoriquement sans limite, les valeurs les plus élevées observées n'ont pas dépassé 9.

Intensité : elle correspond à l'évaluation des dégâts observés sur le terrain en un site donné. L'échelle la plus utilisée est l'échelle M.S.K., graduée de I à XII. Un même séisme sera ressenti avec des intensités différentes selon la distance par rapport à l'épicentre et selon les caractéristiques locales (effets de site).

    Un séisme, ou tremblement de terre, peut prendre naissance en profondeur, lorsque les forces de tension accumulées dépassent un certain seuil, qui est fonction de la nature des matériaux considérés, et en particulier de leur limite d'élasticité.
    En surface, les séismes se manifestent par des effets destructeurs variés, qui sont principalement fonction de leur intensité ; ils peuvent souvent être à l'origine de vastes dislocations, appelées failles (faille de San Andreas, en Californie).

Effets des séismes

Dimension de la rupture

La magnitude mesurée permet de calculer l ’énergie libérée lors du glissement sur le plan de faille. Les modèles de rupture élastique permettent alors de  calculer 3 paramètres : la longueur, la largeur du plan de rupture et le glissement le long du plan de rupture.

Exemple : séisme au Chili sur la zone de subduction en 1960

L ’un des plus importants jamais enregistrés.
La rupture a concerné un plan de 850 km avec un pendage de 20° sur une largeur de 120 km avec un dépalcement maximum de l ’ordre de 10 m.

Effets de surface

La secousse principale est parfois précédée de légers frémissements. Certains provoquent l ’inquiétude des animaux … et elle est suivie par les répliques quelque fois pendant plusieurs mois.

Déformation cosismique

On qualifie de cosismique la déformation acquise durant le séisme et d ’intersismiques les déformations éventuelles très lentes, non perceptibles directement, se produisant entre deux séismes majeurs, c ’est-à-dire durant le cycle sismique.

Déformation cumulée

Lors de l ’étude sismologique d ’une région donnée, on cherche à savoir si les déformations induites par le séisme s ’ajoutent ou non aux déformations précédentes éventuelles. On peut alors tenter de quantifier la fréquence de retour des événements majeur : la récurrence sismique

La récurrence sismique

Répétition des phénomènes comme par exemple au Vanuatu où les récifs coralliens se retrouvent émergés après les séismes. 1,5 m pour le dernier séisme de 1999. Soit une moyenne de 1 m pour 1000 ans par dadation des paléosols.

Les Raz-de-marée (Tsunamis)

Les séismes sous-marins déclenchent des oscillations qui peuvent passer inaperçues des navigateurs mais qui déferlent sur la côte par une ou plusieurs vagues géantes appelées raz de marée ou tsunamis au Japon.

Propagation des ondes sismiques

    Les ondes sismiques sont des ondes élastiques.
    L'onde peut traverser un milieu sans modifier durablement ce milieu. L'impulsion de départ va"pousser" des particules élémentaires, qui vont "pousser" d'autres particules et reprendre leur place. Ces nouvelles particules vont "pousser" les particules suivantes et reprendre leur place, etc.
    Les vibrations engendrées par un séisme se propagent dans toutes les directions. On distingue les ondes de volume qui traversent la Terre et les ondes de surface qui se propagent parallèlement à sa surface. Elles se succèdent et se superposent sur les enregistrements des sismomètres.
    Leur vitesse de propagation et leur amplitude sont modifiées par les structures géologiques traversées, c'est pourquoi, les signaux enregistrés sont la combinaison d'effets liés à la source, aux milieux traversés et aux instruments de mesure.

Les ondes de Volume

 Elles se propagent à l'intérieur du globe. Leur vitesse de propagation dépend du matériau traversé et d'une manière générale elle augmente avec la profondeur.
 Les ondes P ou ondes primaires appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales. Le déplacement du sol qui accompagne leur passage se fait par dilatation et compression successives, parallèlement à la direction de propagation de l'onde. Ce sont les plus rapides (6 km.s-1 près de la surface) et sont enregistrées en premier sur un sismogramme. Elles sont responsables du grondement sourd que l'on peut
 entendre au début d'un tremblement de terre.
 Les ondes S ou ondes secondaires appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes transversales. A leur passage, les mouvements du sol s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l'onde. Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides, elles sont en particulier arrêtées par le noyau de la Terre. Leur vitesse est plus lente que celle des ondes P, elles apparaissent en second sur les
 sismogrammes.

Les ondes de Surfaces

 Ce sont des ondes guidées par la surface de la Terre. Leur effet est comparable aux rides formées à la surface d'un lac. Elles sont moins rapides que les ondes de volume mais leur amplitude est généralement plus forte.

 On peut distinguer :
   L'onde de Love : le déplacement est essentiellement le même que celui des ondes S sans mouvement vertical. Les ondes de Love provoquent un ébranlement horizontal qui est la cause de nombreux dégâts aux fondations des édifices.
   L'onde de Rayleigh : le déplacement est complexe, assez semblable à celui d'une poussière portée par une vague, un mouvement à la fois horizontal et vertical, elliptique, en fait. Les ondes de Love se propagent à environ 4 km/s, elles sont plus rapides que les ondes de Rayleigh.

    La différence des temps d'arrivée des ondes P et S suffit, connaissant leur vitesse, à donner une indication sur l'éloignement du séisme.  Les ondes de volume se propagent un peu comme les rayons lumineux : elles peuvent être réfléchies ou réfractées, c'est-à-dire déviées à chaque changement de milieu, au passage manteau-noyau par exemple. Elles peuvent ainsi suivre des trajets très complexes à l'intérieur de la Terre. Leur temps de parcours dépend de ce trajet, elles n'arrivent pas toutes en même temps au même endroit.

La géographie des séismes

Causes :  La tectonique des plaques permet d'expliquer la localisation et la profondeur des foyers de la plupart des tremblements de terre.

     Par l'action de forces endogènes, une énergie considérable s'accumule dans les zones d'affrontement des plaques ou des microplaques. Elle est libérée par à-coups dans les séismes. Les plaques sont générées par la montée de magma le long des dorsales qui se rigidifie dans les derniers kilomètres avant d'atteindre la surface libre.
     Dans le cas le plus simple, le magma ainsi solidifié s'écarte de part et d'autre de la dorsale qui le guide, sous la forme de 2 plaques de déplacement opposé.
    Lorsque 2 plaques s'écartent (rifts océaniques), des séismes sont engendrés le long de la dorsale mais sont généralement de faible magnitude.
     Lorsque 2 plaques entrent en collision avec formation d'une fosse océanique ou lorsqu'une plaque s'enfonce sous une autre plaque (subduction), les séismes peuvent être violents et superficiels [ainsi en 1995 aux îles Samoa (magnitude de surface Ms = 8), à Timor (Ms = 7), au nord-ouest du Chili (Ms = 8,4), au Mexique (Ms = 7,1)], intermédiaires ou profonds.
    Lorsque 2 plaques coulissent l'une contre l'autre, les séismes sont superficiels (comme en Californie). La fréquence de retour des séismes varie selon la vitesse du mouvement relatif des 2 plaques.

    De très grands séismes peuvent aussi se produire à l'intérieur des plaques (séismes intraplaques) (exemples : en Chine : Liaoning et Tang-shan en 1975 et 1976 et en Inde en 1993). La sismicité de certaines régions de la France, marginale en comparaison, est aussi de type intraplaque (Massif armoricain, île d'Oléron, Pyrénées, Alpes, Fossé rhénan). Causes contestées : certains séismes seraient dus à des explosions électrostatiques déclenchées par des anomalies électronégatives dans la stratosphère ou dans l'ionosphère.

La France métropolitaine est un pays à sismicité modérée

 En Europe, comparée à la Grèce ou à la Turquie, la France métropolitaine est une région à sismicité moyenne. Les séismes y sont essentiellement superficiels, leur foyer se situe dans la croûte terrestre. Ils résultent du rapprochement lent entre la plaque africaine et la plaque eurasienne et sont répartis le long des zones de failles et de plissements souvent anciennes.

 On dénombre en moyenne chaque année une vingtaine de séismes de magnitude supérieure à 3.5 alors que plusieurs milliers sont ressentis dans l'ensemble du bassin méditerranéen. Néanmoins, la France a subi dans le passé des séismes destructeurs qui se sont produits sur le territoire national ou dans des régions frontalières.

Cette sismicité est concentrée sur quelques régions :
   - Le sud-ouest pyrénéen sur le versant Nord au niveau du contact entre la zone axiale des Pyrénées d'âge primaire et les terrains plissés de l'avant-pays d'âge secondaire.
   - Le sud-est avec en particulier la zone des plis alpins, les séismes du Briançonnais et de l'arrière pays niçois.
   - La zone du socle hercynien de la Bretagne, de la Vendée, du détroit du Poitou, du Massif Central et du sud-ouest des Vosges. Ainsi la vieille cicatrice hercynienne coupe la France en diagonal de l'île d'Oléron aux Cévennes (plus des ramifications).
  -  Les fossés d’effondrement d'âge tertiaire, Fossé Rhénan, Limagnes d'Allier et de Loire.