Mesurer les séismes

Un séisme est en réalité une série d’ondes provoquées par la violence de l’activité énergétique à l’hypocentre. Elles sont appelées ondes sismiques ou ondes élastiques et se déplacent dans toutes les directions en passant d’un milieu à l’autre, en déplaçant les particules qui le composent.

Le sismologue Richard Dixon Oldham identifie les ondes P et S en 1910 en étudiant le séisme d'Assam de 1898. En différenciant dans ces sismogrammes deux types d'ondes sismiques, il met en évidence une zone d'ombre et en déduit l'existence d'une structure distincte du manteau terrestre, à savoir le noyau liquide.

Les vitesses des ondes de volume sont directement fonction de la densité d'un corps dans la Terre. Si la Terre possédait une composition homogène et si la densité augmentait de manière progressive avec la profondeur (la pression augmente), les ondes sismiques auraient des trajectoires courbes. Des mesures montrent que ces trajectoires sont en effet courbes à l'intérieur de la Terre, à cause de leur réfraction progressive, mais les mesures montrent aussi que les ondes sismiques sont réfractées et réfléchies par plusieurs zones de changements brusques de densité, comme la limite entre le noyau et le manteau.

Réfraction et réflexion des ondes sismiques de volume

A. Trajectoires des ondes dans une planète de composition homogène dans laquelle la densité augmente progressivement en profondeur à cause de l'augmentation de pression. Les changements en densité produisent des trajectoires courbes pour les ondes.

B. Trajectoires des ondes P dans la Terre qui consiste en plusieurs couches de compositions différentes. Les sismographes X et Y recoivent les ondes P directes (ondes P), les ondes P réfléchies (ondes PP, ondes PCP) et les ondes réfractées (ondes PKP) (à partir des travaux de Skinner et Porter, 1995)

Il en existe plusieurs sortes :

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, cette dernière augmente avec la profondeur car le matériau traversé devient plus dense.

premières (P) → longitudinales et parallèles à l’axe de propagation, plus rapides (compressions et dilatations successives) ;

secondaires (S) → transversales et perpendiculaires à l’axe de propagation, plus lentes (cisaillement)

Les ondes de Surface

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 corps, leur amplitude est généralement plus forte, mais décroit rapidement avec la distance à la surface qui les guide.

- Les ondes de Love : Son déplacement est comparable à celui des ondes S sans le mouvement vertical. Les ondes de Love provoquent un ébranlement horizontal qui est la cause de nombreux dégâts aux fondations d'un édifice qui n'est pas une construction parasismique.

- Les ondes de Rayleigh : Son déplacement est complexe, assez semblable à celui d'une poussière portée par une vague, constituant un mouvement à la fois horizontal et vertical.

- Les ondes de Scholte : onde qui se propage à la limite d'un liquide et d'un solide, par exemple au sol marin.

LA MAGNITUDE ET L’INTENSITE

Magnitude : mesure de quantité d’énergie libérée au foyer d’un séisme. Notée Mw.

L’échelle est logarithmique, c’est à dire que lorsque la valeur de la magnitude augmente de 1, la quantité d’énergie est multipliée par 30 et l’amplitude du mouvement par 10.

Note sur l’échelle de Richter : L’échelle établie en 1935 par Charles Francis Richter est en réalité exclusive aux sismogrammes enregistrés en Californie. Cette mesure n’est fiable qu’à courte distance car elle est, en micromètre, la mesure de l’amplitude d’un sismographe. Elle est couramment utilisée à tort dans le langage courant et jargon journalistique. Entre 1936 et 1956, Beno Gutenberg et Richter mettent au point des nouvelles échelles basées sur les ondes de surface (MS) et une autre sur les ondes de volume (Mb).

L’échelle MS est encore utilisée aujourd’hui pour les estimations rapides après le séisme. Les magnitudes MS et Mb ont des limitations. Il ne s'agit pas d'une mesure directe de l'énergie libérée par le séisme. Un autre problème a été soulevé lors du grand tremblement de terre de 1960 au Chili. La durée de la source sismique était bien supérieure à 20 secondes, période à laquelle la magnitude de surface MS est calibrée.

En 1977, une nouvelle magnitude est introduite par Hiroo Kanamori : l’échelle de magnitude du moment. Cette nouvelle mesure est calibrée sur le moment sismique (en N.m (Newton Mètre)). Cette magnitude est directement reliée à une quantité physique, elle-même, associée à l'énergie émise par le tremblement de terre. Cette magnitude dite de moment, a pour acronyme Mw et est la plus employée de nos jours.

Moment sismique : mesure de l’énergie d’un séisme, directement liée aux paramètres de la source sismique.

Seulement 4 séismes connus ont dépassé 9 sur l’échelle de magnitude de moment :

- Chili (1960) → 9,5±0,2

- Alaska, USA (1964) → 9,2±0,2

- Sumatra, Indonésie (2004) → 9,2±0,1

- Japon (2011) → 9,0±0,05

Fonctionnement et évolution du sismographe. (http://jeanvilarsciences.free.fr)

Intensité : en un lieu, (à l’épicentre par exemple, en général la plus forte → intensité epicentrale) effets produits par le séisme, soit sur l'Homme, soit même sur des constructions (effets micro-sismiques dans ce deuxième cas).

Une forte intensité est souvent associée à des zones de roches molles (sable, vase, argile et remblais), alors qu'on note une faible intensité dans des zones de roches plus solides (grès). À l’inverse de la magnitude à laquelle on attribue une valeur calculable, l’intensité n’est qu’une estimation en fonction des dégâts. Elle est donc très relative à l’endroit d’observation, et il n’existe pas de véritable relation entre magnitude et intensité, même si un séisme de magnitude extrêmement élevée (x>8) aura systématiquement une intensité épicentrale plus forte qu'un séisme de magnitude mineure (2<x<3)

Il existe trois principales échelles d'intensité :

- Échelle de Mercalli (1902, modifiée en 1956) notée de I à XII. (I plus faible, XII plus fort)

- Échelle de MSK ( Medvedev, Sponheuer Karnik) (1964), notée aussi de I à XII.

- Échelle EMS 92 ( European Macroseismic Scale 1992). La France l’utilise depuis janvier 1997.

- L’échelle de Shindo est l’échelle d’intensité sismique de l’Agence météorologique japonaise (AMJ). Elle est utilisée uniquement au Japon, région très sismique. Notée de 0 à 7.

Echelle d'EMS (Wikipédia)