Sismologie

La sismologie, ou séismologie, étudie les séismes (tremblements de terre) et plus généralement la propagation des ondes à l'intérieur de la Terre. La sismologie moderne utilise les concepts de la mécanique newtonienne appliqués à la connaissance de notre planète. Les différentes disciplines sont la sismogénèse, la sismotectonique, l'aléa sismique, la sismologie globale, la sismique active, la modelisation, la sismometrie et la sismologie spatiale.

Histoire

L'un des premiers tremblements de terre à être étudié a été celui de 1755, à Lisbonne au Portugal. La puissance de ce tremblement de terre est estimée à près de 9 sur l'échelle de Richter.

Disciplines

Sismogénèse

La sismogénèse étudie les mécanismes provoquant les tremblements de terre. Cette discipline essaie de comprendre non seulement ce qui se passe lors d'un tremblement de terre sur la ou les failles impliquées mais aussi tente d'appréhender (si elles sont appréhendables) les conditions associées au déclenchement (le terme technique est nucléation) d'un tremblement de terre dans le temps et dans l'espace.

Dans sa simplification la plus extrème, la source d'un séisme peut être considérée comme un point représentant la position de la nucléation (appelée aussi foyer ou hypocentre). Le travail consistant à trouver la position de ce point est appelé localisation. Le diagramme du rayonnement d'énergie à basse fréquence d'un séisme correspond à celui d'un double couple de force dont un des deux plans nodaux correspond au plan de faille. L'orientation spatiale de ce double couple est appelé mécanisme au foyer. Ce dernier permet de savoir s'il s'agit d'une faille inverse, normale ou décrochante. La première étape d'une étude d'un séisme est donc de trouver la localisation et le mécanisme au foyer. La disponibilité des données sismologiques en temps réels à l'échelle planétaire permet d'obtenir ces informations très rapidement après un évènement (moins d'une heure pour les séismes majeurs).

Mais la source d'un tremblement de terre n'est pas un point. Les plus grands séismes sont générés par des ruptures de failles de plusieurs centaines de kilomètres. Le sismologue parle de source étendue quand il décrit le séisme non plus comme un simple point mais comme une surface bidimensionelle plus ou moins complexe.

La sismogénèse utilise deux types de représentation de la source sismique qui tendent petit à petit à se rejoindre. L'approche cinématique représente la source sismique comme la différence entre l'état final et l'état initial de la rupture sur la faille. La source sismique est alors décrite principalement par la vitesse (et ses variations) du glissement d'un point sur la faille (de l'ordre du m.s^-1) lors du séisme et par la vitesse à laquelle se propage la rupture sur cette même faille (de l'ordre de quelques km.s^-1). La seconde représentation est dynamique. Cette représentation part d'un état initial de la faille qui est portée à un état critique où la rupture commence (nucléation). La rupture se développe suivant des lois constitutives. La répresentation dynamique a sûrement plus de sens physique que la représentation cinématique mais est beaucoup plus complexe à manipuler. On peut dans la plupart des cas déduire une représentation cinématique d'une représentation dynamique (le contraire n'est pas possible).

Comprendre la source sismique est fondamental pour pouvoir un jour espérer prévoir les séismes. Certains groupes de chercheurs estiment qu'il est possible de prédire certains évènements sismiques mais ces recherches n'ont pas le consensus de toute la communauté sismologique et sont souvent l'origine de débats très enflammés.

Sismotectonique

La sismotectonique est une discipline qui étudie les rapports entre les séismes et la tectonique. En effet, la distribution spatiale des tremblements de terre (sismicité) n'est pas aléatoire. En regardant la sismicité à l'échelle planétaire, la majeure partie des séismes se situe aux frontières des plaques tectoniques. La variation de la profondeur des hypocentres souligne la présence des zones de subduction.

Cette simple analyse à l'échelle du globe peut être effectuée à toutes les échelles. A l'échelle régionale, les techniques de localisation précise des séismes dans la croûte (par exemple la technique de localisation par double différence) permettent de retrouver la géométrie des failles potentiellement sismogénes tandis que les mécanismes au foyer sont liés à l'orientation et aux variations du champ de contrainte.

La localisation précise des séismes nécessite une connaissance assez détaillée des variations de la vitesse des ondes sismiques dans le sous-sol. Ces vitesses sont directement liées aux propriétés élastiques et physiques du milieu. En général, les variations de vitesse dans la Terre sont plus importantes en fonction de la profondeur. Ceci est la raison pour laquelle en première analyse le milieu dans lequelle se propagent les ondes (milieu de propagation) est souvent assimilé à un milieu stratifié horizontal (empilement de couches horizontales. le terme technique est milieu monodimensionnel). Mais la prise en compte de milieu complexe tridimensionnelle est aujoud'hui pratique courante. Ainsi la détermination du milieu de propagation et la localisation des séismes sont obtenues conjointement par des techniques de tomographie dite passive (les sources sont naturels).

Un séisme est toujours le témoignage de la présence d'une faille (si on exclut certaines sources très particuliéres). Mais une faille ne produit pas toujours des séismes. On parlera alors de faille inactive si celle-ci ne cause aucune déformation. En revanche une faille ou une partie de cette dernière peut être active mais ne génèrer aucun séisme (ou bien une sismicité diffuse de très faible magnitude). La faille est alors dite asismique. Le mouvement sur la faille se fait alors très lentement (quelques millimètres par an). Le terme technique est «creeping» (mot anglais signifiant littéralement «rampement»). Cette déformation ne peut être mise en évidence que par des données géodésiques (par exemple mesures GPS ou images InSAR). Ce même type de données a permis de détecter récemment des glissements sur des failles ayant des durées trés longues (plusieurs semaines). Ces événements sont appelés «séismes lents».

La relation entre activité sismique et faille est importante pour la prévision sismique. Dans une vision simplifiée, la déformation dûe à la tectonique augmente les contraintes sur la faille. Arriver à un certain seuil de supportation, une rupture se déclenche et la faille génère un séisme relachant les contraintes accumulées. La faille est alors prête pour un nouveau cycle d'accumulation. Ainsi, sur un système de faille où la charge en contrainte est homogène, la faille ou le segment de faille n'ayant pas subi de forts tremblements de terre depuis longtemps devient un bon candidat pour le prochain séisme. Ce candidat est appelé « gap » sismique. Cette simplification n'est pas souvent vérifiée car le champ de contrainte n'est pas homogéne et la géométrie des failles est complexe.

Aléa Sismique

L'analyse de l'aléa sismique étudie l'occurrence des tremblements de terre et les mouvements forts du sol qui en découlent. On distingue en général deux approches distinctes : l'analyse probabiliste de l'aléa sismique (en anglais PSHA pour Probabilistic Seismic Hazard Analysis) et l'approche déterministe. Ces deux approches sont complémentaires et sont souvent utilisées ensemble.

L'approche déterministe permet de faire des études de scénario quand la plupart des paramétres du problème sont fixés. En pratique, elle permet de répondre à des demandes du type : « Quelles seraient les accélérations du sol attendues à Aix-en-Provence dans le cas d'un séisme de magnitude 6 sur la Faille de la Trévarese ? ». La réponse à cette question se base souvent sur les connaissances acquises grâce à la sismicité historique. Si le scénario est inédit et n'a pas de réponse dans les bases de données, alors une simulation numérique du probléme est requise.

L'approche probabiliste fait intervenir la notion de temps et d'occurrence. Elle nécessite la connaissance de la variation du taux de sismicité sur le territoire. La demande typique est la suivante : « Quelles sont les chances de dépasser une accélération du sol de 2 m.s^-2 à Aix-en-Provence dans les 50 prochaines années ? ». Cette approche permet aussi de réaliser une carte de l'aléa sismique quand la question est légerement modifiée : « Quelle est l'accélération du sol en ce point ayant 10% de chance d'être dépassé dans les 50 prochaines années ? ».

Il est nécessaire de faire la distinction entre l'aléa sismique et le risque sismique. En effet le risque sismique est l'impact de l'aléa sismique sur l'activité humaine en général. Ainsi on parle d'un aléa sismique élevé pour une région ayant une activité sismique importante. Mais à un aléa sismique élevé ne correspond pas forcement un risque sismique élevé si la région est déserte et ne comporte pas de construction. En revanche même une zone ayant une sismicité modérée peut être considérée à haut risque dû à la densité de population, à l'importance du construit ou bien à la presence d'édifices sensibles (centrales nucléaires, usines chimiques, dépots de carburants, ...).

Liens externes

• (en) Global seismic hazard assessment program, qui étudia l'aléa sismique mondial en 1999.

Sismologie Globale

La sismologie globale étudie la structure de la terre en utilisant les enregistrements des ondes produites par les séismes à très grandes distances. En effet, quand la magnitude du séisme est suffisante (supérieure à 5 sur l'échelle de Richter), les ondes qu'il emet peuvent être mesurées sur toute la surface de la terre.

Les ondes de volume, P et S, traversent la terre et se réfléchissent sur les discontinuités majeures (Moho, interface noyau-manteau, surface de la terre). Chaque réflexion produit différentes phases et l'étude de leur temps de parcours entre la source et le sismomètre donne des informations sur la structure traversée. Par exemple, l'absence d'onde de cisaillement S passant par le noyau externe a permis de conclure qu'il était liquide.

Le premier modèle de réference a été justement déduit de l'étude des temps de parcours des ondes sismiques. Il s'agit d'un modèle monodimensionnel (Jeffreys-Bullen, 1939) définissant la variation de la vitesse des ondes sismiques et de la densité en fonction de la profondeur.

Mais l'approximation de paramètres ne dépendant que de la profondeur est seulement de premier ordre. La variabilité tridimensionelle de la structure interne du point de vue sismologique a de multiples causes. La cause principale est l'hétérogénéité associée aux discontinuités majeures. Leur géométrie est complexe. Il s'agit aussi de zones d'échanges créant des variations importantes des paramètres physiques auxquels sont sensibles les ondes sismiques. Par exemple, l'étude des phases réfléchies à la frontière entre le noyau et le manteau fournit des informations non seulement sur sa topograhie mais aussi sur son comportement, qui est très important pour la dynamique de la planète Terre. En utilisant l'outil tomographique, les dernières études montrent des images de plus en plus nettes du manteau, des zones de subduction et proposent des réponses sur l'origine des plumes mantelliques.

Les ondes de volume ne sont pas les seules a intéresser le globe. Lors des grands tremblements de terre, les ondes de surfaces peuvent faire plusieurs fois le tour de la terre. L'utilisation de ce types de données sert aussi à la connaissance de la structure de la terre dans les premières centaines de kilomètres. En effet l'amplitude des ondes de surface s'atténue avec la profondeur.

Enfin, la terre est un volume fini et peut résonner. Pour les plus importants séismes, l'intéraction constructive des ondes de surface faisant le tour de la terre exite ses modes propres. La terre se met alors à sonner comme une cloche. Le son le plus bas émis par la terre a une période d'environ 53,83 min. Ce son dure plusieurs jours avant de s'atténuer. La période des différents modes est directement reliée à la structure interne de la terre. Le modèle de référence le plus utilisé jusqu'à présent s'appelle le PREM (de l'anglais Preliminary Reference Earth Model - Dziewonski & Anderson, 1981). Aujourd'hui plusieurs autres modèles trés légèrement différents sont aussi utilisés.

Sismique active

Discipline utilisant des sources artificielles (explosions ou vibrations) pour la prospection. La sismologie est utilisée dans les domaines de la propection et de la recherche de pétrole, notamment à l'aide des techniques de sismique réflection et de sismique réfraction. Pour la prospection de gisements offshores, par exemple, des bâteaux effectuent des traînées sismiques de manière systématique, c’est-à-dire des enregistrement des temps de propagation des ondes sismiques réfléchies et/ou réfractées par les couches des terrains sous-marins. La source sismisque utilisée est généralement un ou des canons à airs, attachés à la traîne du bâteau. L'analyse des données récoltées permet ensuite aux géophysiciens et géologues d'essayer de reconstituer la structure des terrains afin de déterminer si certaines formation propices au stockage des hydrocarbures fossiles sont présentes, comme les diapirs de sel.

Modélisation

Discipline consacrée à la modélisation des sources sismiques et de la propagation des ondes en milieux complexes. Cette modélisation peut être analogique ou numérique.

Sismométrie

Discipline regroupant tous les arguments associées à l'acquisition des données en sismologie, depuis l'instrument de base (sismomètre) juqu'à la gestion de réseaux à l'échelle planétaire.

Sismométrie

La sismométrie est la discipline qui étudie les différentes techniques pour mesurer le mouvement du sol. Le problème de cette mesure vient du fait que le capteur, appelé génériquement sismométre, est fixé à l'objet en mouvement (le sol). Le principe de base est une masse aimantée associée à un pendule ou à un ressort. Le mouvement de la masse est amortie afin de réduire la durée des oscillations (introduit par Wiechert en 1898). Le sismomètre le plus diffusé a une bobine qui entoure la masse. Le mouvement de cette dernière crée donc un courant électrique dont la tension est proportionnelle à la vitesse du sol. Ce type de sismométre est appelé électromagnetique et a été proposé pour la première fois par Galatzin en 1914. Les sismométres enregistrant la vitesse du sol sont appelés des vélocimètres. Un autre type de capteur est quant à lui sensible à l'accélération du sol et est appelé accélérométre.

Un sismométre doit avoir une réponse linéaire stable dans le temps. Mais en cas de mouvements forts du sol, le sismométre montre rapidement des problémes de non linéarité. C'est la raison pour laquelle la plupart des sismométres modernes sont rétroactifs. Le principe est de maintenir la masse toujours immobile en injectant un courant dans une bobine. Ce type d'instrument est plus linéaire et a une dynamique supérieure (meilleure sensibilité et bande passante plus large).

La dynamique du sismométre est un argument trés important car il doit être sensible à une gamme très variée de signaux aussi bien en fréquence qu'en amplitude. Les modes normaux de la terre arrive jusqu'à des périodes de 53 min avec des déplacement de l'ordre de .02 nm pour les trés grands séismes. Un faible téléséisme génére des ondes de surface de l'ordre du µm pour des fréquences de l'ordre de .05 Hz. Mais les ondes de surfaces associées à un tremblement de terre de magnitude supérieure à 9 ont des amplitudes de l'ordre du cm pour des observateurs de l'autre coté de la terre. Les ondes P télésismiques ont senbiblement la même dynamique mais pour des fréquences un peu plus élevées (entre .1 et 1 Hz). Quand le sismomètre est proche de la source, les problémes de mesure se multiplient. Le déplacement peut être métrique, associé à des déformations (rejet de la faille) permanentes (fréquence nulle) et l'accélération du sol dépasser la gravité terrestre pour des fréquences autour de 10 Hz (si l'accélération est verticale et de signe opposé à la gravité, les objets décollent du sol).

Station sismique

Le capteur seul n'est pas suffisant pour enregistrer les ondes sismiques. La mesure du mouvement du sol n'est pas une mesure ponctuelle dans le temps mais continue. Les premiers instruments étaient associés à des systèmes mécaniques qui fournissait des enregistrements dit analogiques le plus souvent sur papier. Ces instruments étaient appelés sismographes. Les signaux montrant la variation temporelle du mouvement du sol sur papier ou n'importe quel autre support visuel sont quant à eux appelés sismogrammes.
Aujourd'hui le signal électrique délivré par le capteur passe par un convertisseur analogique-numérique qui échantillone le signal suivant un pas constant. Les convertisseurs actuels utilisent pour la plupart des techniques de sur-échantillonage (2000 échantillons par seconde qui sont ensuite sous échantillonés) chaque échantillon étant codé sur 24 bits. Ainsi un ensemble de signaux provenant par exemple d'un sismométre dit courte période (réponse optimale autour de 1 Hz) constitué de 3 composantes (deux horizontales, une verticale), échantillonés à 125 échantillons par seconde, codés sur 24 bits générent presque 100 Mb de données par jour.
Mais un seul type de capteur n'est pas capable d'être sensible à tous les types d'ondes. Les stations sismologiques modernes sont donc équipées en général de deux, voir trois types de capteurs différents afin de pouvoir couvrir toute la dynamique des ondes sismiques.
En plus des problèmes généraux associés à des mesures physiques sur le terrain comme l'alimentation électrique (les capteurs rétroactifs ou le système d'enregistrement ont besoin d'etre alimentés) ou le transfert des données (la transmission par satellite est de plus en plus employée mais coute très chère), deux problèmes spécifiques sont liés à ce type de mesures : la synchronisation et l'isolement. Afin de localiser l'epicentre d'un tremblement de terre, au moins trois stations sismiques sont nécessaires. Il est ainsi impératif que la référence temporelle soit la même sur chaque station. Dans un passé encore récent, l'horloge était synchronisée grâce à des tops minute émis par radio (par exemple le signal DCF pour l'europe occidentale). Les stations sismiques modernes se synchronisent en utilisant le signal GPS.
Le sol bouge en permanence. Le vent qui fait vibrer la végétation ou les structures, la mer ou l'activité humaine entre autres choses générent des mouvements du sol en permanence appelé bruit de fond sismique. Pour avoir une station sismique de qualité, il est important d'avoir un bruit sismique faible. Le meilleur moyen de limiter ce bruit est de se tenir éloigner de leurs sources potentielles et aussi d'enterrer le capteur, voir l'installer dans une galerie. Ce dernier type d'installation a aussi l'avantage de réduire les variations de pression et de température qui peuvent entrainer des dérives sur la réponse des capteurs.

Réseau sismique

Sismologie spatiale

La sismologie et ses outils ne sont plus confinés à la planéte bleue depuis la fin des années 60 grâce au programme Apollo. Durant la mission Apollo 12, le premier sismométre extra terrestre est installé sur la lune le 19 novembre 1969. Durant chacun des trois alunissages suivant (Apollo 14, 15 et 16), un sismométre est installé. Ces instruments ont formé le premier (et unique pour le moment) reséau sismologique extra terrestre. L'expérience prit fin le 30 septembre 1977.

Les sources sismiques enregistrées sur la lune sont de cinq types différents :

• impacts de météorites
• impacts artificiels
• sources thermiques trés superficielles causées par la variation journalière de température en surface.
• séismes superficiels haute fréquence dues au refroidissement thermique (magnitude observée jusqu'à 5 - nombre d'observations : 28)
• séismes profonds (appelés tremblement de lune) (nombre : 3145) causés par la marée lunaire. Ils sont localisés entre 800 et 1200 km de profondeur.

L'analyse de ces données uniques a permis de démontrer que la structure de la lune est différenciée (existence d'une croûte, d'un manteau et d'un hypothétique noyau). Les vitesses des ondes sismiques ont ajouté des contraintes sur la composition chimique et minéralogique, compatible avec l'hypothèse d'une collision entre deux astres. Les enregistrements des tremblements de Lune durent très longtemps (jusqu'à une heure). Cette caractéristique est expliquée par la grande dispersion (grande hétérogénéité) et par la faible atténuation dans la croûte lunaire.

Le programme Apollo ne fut pas le premier à tenter de mettre un sismométre sur la Lune. Le programme Ranger tenta en 1962 de déposer un instrument avec les sondes Ranger 3 et 4. Malheureusement la première manqua la lune et la seconde s'y écrasa. En ce qui concerne Mars, la sonde Viking installa avec succès un sismométre en 1976. Un défaut de réglage de l'instrument associé aux forts vents martiens rendit ces données inexploitables. Les deux sismométres Optimism prévue pour une installation sur Mars furent perdus avec le lanceur le 16 novembre 1996.

La sismologie a été appliquée aussi aux astres non solides. L'impact de la comète Shoemaker-Lévy 9 sur Jupiter en 1994 généra des ondes sismiques de compréssion et des ondes de surface observables sur les images infrarouges. En outre l'étude des ondes P, de surface et de gravité observées sur le soleil est maintenant une discipline établie qui s'appelle l'héliosismologie. Ces ondes sont générées par les mouvements convectifs turbulents à l'intérieur de l'étoile.

Les futurs programmes spatiaux parlent de nouvelles mesures sismologiques sur la Lune (mission Lunar-A prévue en 2006), d'envoyer des sismométres sur une cométe (mission Rosetta's Odessey pour un « acomètissage » en 2016) et sur Mercure (mission BepiColombo en projet). Le premier réseau martien quant à lui est attendu pour 2008.

Les ondes sismiques

Les tremblements de terre (et les autres mouvements terrestre), produisent différents types d'ondes sismiques. Ces ondes, en traversant et en se réfléchissant sur les roches du sous-sol, nous fournissent des informations utiles pour comprendre les événements sismiques et les structures profondes de la terre.

L'une des premières découvertes importantes est que le noyau externe de la terre est liquide. Voici la démarche Les ondes de cisaillements pour traverser le noyau exigent une matière solide. Mais ces ondes ne traversent pas le noyau externe; les sismologues ont donc conclu que le noyau externe était liquide.

Pour plus de détails sur les découvertes liées à l'étude des ondes sismiques, voir Structure interne du globe terrestre

Prévision et prévention

Sismologues célèbres

Voici quelques sismologues célèbres :

• Keiiti Aki
• Beno Gutenberg
• Hiroo Kanamori
• Inge Lehmann
• Andrija Mohorovičić, qui a donné son nom à une discontinuité sismique dans la structure des couches pseudo-concentriques terrestres : le Moho ou discontinuité de Mohorovičić
• Richard Dixon Oldham
• Giuseppe Mercalli
• Charles Francis Richter

Liens externes

• Le réseau de stations sismiques français GEOSCOPE
• Les documents pédagogiques de l'École et Observatoire des Sciences de la Terre de Strasbourg
• Le réseau National de Surveillance Sismique
• Un portail sur les sciences de la Terre
• Le site éducatif du sismo des écoles de l'académie de Nice

Liens internes

• Structure interne du globe terrestre

See also: Sismologie, 1755, Accélération, Aimant, Amortissement, Anglais