Les séismes

Les séismes : méthode d'analyse.

 

Une découverte fortuite

Le premier enregistrement d'un séisme fût une découverte fortuite. En 1889, à Potsdam en Allemagne, des chercheurs utilisent un pendule pour des recherches astronomiques, lorsque celui-ci se met à vibrer. Ce mystérieux enregistrement rend les chercheurs perplexe. Ils cherchent la cause de la perturbation (orage, explosion, séisme) mais il n'y a rien eu dans le voisinage. Puis ils découvrent que quelques heures auparavant un important séisme à eu lieu au Japon. Ils ont donc enregistré le séisme du Japon. Suite à cette découverte, John Milne va proposer la construction d'un réseau international de sismographe afin d'étudier les ondes sismiques. C'est grâce à ce réseau de sismographe que la structure interne de notre planète a pu être appréhendée. Pour la première fois la Terre est appréhender comme un solide élastique capable de transmettre des ondes sur des milliers de kilomètre.

1892 : Ernst von Rebeur-Paschwitz, physicien allemand de Potsdam, s'installe à Strasbourg et milite pour la création d'une station sismologique. C'est le début de la sismologie mondiale. De nouveaux instruments sont développés et testés.

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 Premier enregistrement des séismes.

Le sismographe est un simple pendule qui enregistre les oscillations de la Terre sur un papier (le sismogramme), comme présenté sur la figure ci-dessous. Sur un sismogramme il est possible de déterminer plusieurs types d'ondes. On distinguera quatre types d'ondes P (première), S (seconde), L (de Love) et R (de Raleigh).

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Schéma représentant les premiers sismographe ainsi que les différentes ondes observées sur un sismogramme.

Définition des différents type d'ondes.

Les ondes P : ce sont les premières arrivées, suite à un séisme. Elles se déplacent donc très vite. Elles ont généralement une amplitude moyenne, une fréquence importante et un amortissement rapide. Ce sont des ondes compressées dans le sens de la propagation, on dit que ce sont des ondes longitudinales de compression et de décompression. Elles se déplacent dans les solides et les fluides (voir tableau pour les vitesses de déplacement en fonction des milieux). Les ondes P ont des propriétés similaires aux ondes sonores.

Les ondes S : on dit que ce sont les ondes secondaires. Ce sont les plus difficiles à distinguer sur la composante verticale. Elles ont une amplitude moyenne à forte;une fréquence un peu plus faible et un amortissement rapide. Ces ondes ne se propagent pas à travers les liquides, donc elles ne sont pas toujours observable sur les sismogrammes. On dit que c'est la zone d'ombre. Ce sont des ondes transversales de cisaillement. Elles forment des micro vibration à la surface de la Terre, comme lorsqu'on agite une corde. Elles sont donc les plus dangereuses pour les constructions humaines. Ces ondes ne se déplacent pas en milieu liquide.

Les ondes L : ondes de Love. Elles sont caractérisées par une amplitude importante, une fréquence faible et un amortissement plus lent. Ce sont des ondes de surface qui se déplacent perpendiculairement au foyer. Elles provoquent des cisaillements uniquement dans le plan horizontal. Elles sont donc perpendiculaire aux ondes S. Elles peuvent être aussi très dangereuse pour les constructions. Ces ondes n'étaient pas enregistrées par les anciens sismographe. Seul les sismographes à 2 dimensions peuvent les enregistrer.

Les ondes R : ondes de Raleigh. Elles ne sont mesurables que sur les sismomètres modernes et difficile à analyser. Elles ne seront pas étudier dans ce cours. Elles sont assimilables à une vague dans le sens ou les molécules du sol se déplacent dans celui-ci comme les molécules d'eau dans une vague.

Les sismomètres actuels sont tous synchronisés sur des horloges précises et synchronisés afin que les informations récoltées puissent permettre de déterminer l'épicentre d'un séisme. Le sismomètre va établir un graphique : le sismogramme sur lequel on va pouvoir définir les différents types d'ondes.

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Schéma explicatif des différentes ondes sismiques observables.

Les ondes sismiques ont des vitesses de déplacement différentes en fonction de leurs propriétés intrinsèque, mais aussi en fonction du milieu dans lesquelles elles se propagent. Pour la plupart, leur vitesse de déplacement est plus élevée lorsque le milieu est solide (voir tableau ci-dessous).

   Ondes P en m/s   Ondes S en m/s 
eau 1500 0
air 300 0
calcaire 3500 - 5000 2000 - 3000
argiles 1100 - 5000 650 - 1500

roches

 cristallines 

5000 - 6000 3000 - 3300

 La structure du globe terrestre.

Très rapidement et avant même de pratiquer la sismologie les géologues ont déterminer la structure du globe terrestre. Dès le XIXème siècle une structure cohérente a été proposée (voir La derive des continents). Pourtant en 1910 Mohorovicic a présenté une discontinuité dans la structure du globe. Cette première discontuinité communément appelé Moho fut la première découverte des 3 discontinuités connues. Une discontinuité c'est une différence de densité entre 2 parties du globe terrestre. La découverte de la première discontinuité MOHO a fait évoluer la structure de la croûte terrestre. La Terre n'est plus considérée comme une roche avec l'intérieur de plus en plus dense, mais comme une succession de couches de propriétés physiques différentes. Ces propriétés physiques ont été mises en évidence grâce aux études océanographiques et en particulier par les études sonar sur la réflexion des ondes émises. 

Qu'est-ce qu'une onde réfléchie et une onde réfractée?

Pour répondre à la question il faut savoir comment se comporte une onde. Une onde se diffuse en demi-cercles concentriques depuis son point d'émission (comme lorsqu'on lance un cailloux dans l'eau on voit les ondes se propager). Toutes les ondes se propagent de manière similaire. Mais une onde peut traverser des milieux de densité différente. Dans ce cas là, les ondes vont subir 2 phénomènes une partie va être réfléchie et une autre va être réfractée (pour plus de détails revoir les cours de physique).

Onde réfléchie : c'est une onde qui rebondie, comme une boule de billard qui rebondie sur une bande. La quantité et la qualité de l'onde réfléchie est fonction de la différence de densité entre les 2 milieux. Plus la différence de densité entre les deux milieux sera importante, plus la réflexion sera importante. L'angle de réflexion est fonction de l'angle d'incidence (comme au billard). Pour info : Non ce n'est pas une onde réfléchie qui résoudra tout vos problème. 

Onde réfractée : elle est déviée lors du changement de milieu mais continue dans une direction proche. Impossible? Mettez une règle ou un bâton rectiligne dans l'eau et observez d'au dessus. Le bâton apparaît tordu, alors qu'il est droit. Les ondes de la lumière visible ont été réfractée entre l'air et l'eau. L'angle de réfraction est fonction de la densité des milieux considérés et du sinus de l'angle incident. C'est ce phénomène de réfraction des ondes lumineuses qui fait apparaître le ciel bleu, les arcs-en-ciel ou les mirages dans les déserts.

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schéma expliquant le comportement des ondes lors de la traversée de milieux de densités différentes.

Expliquons comment ces mécanismes ont permis de détermine la structure interne de la Terre. Grâce aux études océaniques sur les ondes. Les chercheurs ont pu mettre en évidence les discontinuités, c'est à dire des changements important dans la densité de la structure interne du globe.  

La composition actuelle de la Terre

- Au centre : le noyau qui forme 17% du volume terrestre. Il se divise en noyau interne solide (aussi parfois appelé graine) et noyau externe liquide.

- Le manteau : il représente 81% du volume terrestre et se divise en manteau inférieur ductile (qui accepte les transformations, c'est l'asthénosphère) et et manteau supérieur qui est solide  (voir plus loin).

- La partie externe est l'écorce qu'on nomme plus souvent croûte. Elle représente 2% du volume terrestre et elle est solide.

 Les 2 parties du noyau sont séparées par la discontinuité de Lehman. La séparation entre le manteau et le noyau est caractérisé par la discontinuité de Gutenberg, enfin la séparation entre la croûte terrestre et le manteau est la discontinuité de mohorovicic communément appelé MOHO.

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Graphique de la vitesse des ondes sismiques et représentation des différentes partie du globe terrestre.

La couche plastique (le solide visqueux) du manteau supérieur est appelée asthénosphère, alors qu'ensemble, les deux couches solides qui la surmontent, soit la couche solide de la partie supérieure du manteau supérieur et la croûte terrestre, forment la lithosphère. La croûte est séparé du manteau par la discontinuité de Mohorovicic (MOHO). On reconnaît deux types de croûte terrestre: la croûte océanique, celle qui en gros se situe sous les océans, qui est formée de roches basaltiques de densité 3,2 et qu'on nomme aussi SIMA (silicium-magnésium); et la croûte continentale, celle qui se situe au niveau des continents, qui est plus épaisse à cause de sa plus faible densité (roches granitiques à intermédiaires de densité 2,7 à 3) et qu'on nomme SIAL (silicium-aluminium). La couverture sédimentaire est une mince pellicule de sédiments produits et redistribués à la surface de la croûte par les divers agents d'érosion (eau, vent, glace) et qui compte pour très peu en volume. L'intérieur de la Terre est donc constitué d'un certain nombre de couches superposées, qui se distinguent par leur état solide, liquide ou plastique, ainsi que par leur densité.

On peut donc distinguer 3 discontinuités importantes dans le globe terrestre:

- MOHO : ou discontinuité de Mhorovicic. Marque la séparation entre la croûte terrestre et le manteau supérieur. Le MOHO se trouve en général aux environs de 30 km de profondeur

- Guntenberg : sépare le manteau inférieur du noyau externe. Elle marque la transition entre une partie solide et une partie liquide. Elle se situe à 2885 km de profondeur.

- Lehmann : sépare le noyau externe du noyau interne. Elle se situe à 5155 km de profondeur

Structure de la terre et propagation des ondes sismiques.

Comme nous l'avons décrit précédemment il y a plusieurs types d'ondes sismiques. Les ondes de surface (L et R) vont se propager uniquement à la surface de la croûte terrestre. La propagation ne pose donc pas de soucis majeur de compréhension. Les ondes de volume (P et S) elles vont diffuser à travers tout le globe terrestre et seront donc affectées par la structure de celui-ci. Ceci est d'autant plus vrai pour les ondes S qui ne se propagent pas dans le milieu liquide et qui vont donc disparaître des sismogrammes à partir d'une certaine distance de l'épicentre.

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Grâce au schéma ci-dessus on constate qu'une partie des ondes sismiques (les ondes S) sont perdues sur les stations lointaines, lorsqu'elles traversent la discontinuité de Gutemberg. Les stations situées jusqu’à 11500 km (105°) de l’épicentre d’un séisme enregistrent des ondes P et S directes. Au delà de cette limite et jusqu’à 14500 km (142°), il existe ce qu’on appelle la zone d’ombre, qui est une zone où les stations n’enregistrent pas les ondes dues au séisme. Ensuite, seules les ondes P réapparaissent. Cette zone d’ombre est due au fait que les ondes sont réfractées deux fois sur une discontinuité interne. Les calculs amènent à penser que cette discontinuité est située à 2900 km de profondeur, elle est appelée discontinuité de Gutenberg, séparant le manteau du noyau. Le fait que les ondes S ne réapparaissent pas conduit à conclure que ce noyau est liquide (les ondes S ne se propagent pas dans les liquides).

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Date de dernière mise à jour : 07/09/2012