Sismologie
Lasismologieouséismologie(ce dernier est unanglicismedeseismology[1]) est une discipline scientifique qui étudie lesséismes(tremblements de terre) et la propagation desondesélastiques(ditesondes sismiques) à l'intérieur de laTerre[2].
La sismologie moderne utilise les concepts de lamécanique newtonienneappliqués à laconnaissance de la Terre.Les principales disciplines sont la sismogenèse, la sismotectonique, la sismologie de l'ingénieur[3],la sismologie globale, la sismique active et la sismologie spatiale. Cette liste n'est pas exhaustive. Il existe aussi des disciplines associées où la sismologie est importante comme lapaléosismologie,lamécanique des rochesou l'héliosismologie.
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Histoire
[modifier|modifier le code]Pré-scientifique
[modifier|modifier le code]Les tremblements de terre ont longtemps été considérés comme des messages divins. Pour lesChinois,c'était un signe que le Ciel (les dieux) désavouait la légitimité de l'empereur. En raison de la signification politique qu'accordaient les Chinois aux séismes et à leur fréquence importante dans la région, très tôt, ils notèrent consciencieusement les différents tremblements de terre. L'un des premiers à être noté est celui de780 av. J.-C.et le pire en perte de vies humaines est celui de1556 dans la province de Shaanxiqui fit plus de 830 000 victimes[4].
Les Chinois n'établirent aucune théorie scientifique sur l'origine naturelle des séismes, mais c'est l'un d'entre eux, l'inventeurZhang Heng,qui créa le premier pseudo-sismographeen132.Né dans une région de forte sismicité, Zhang Heng mit au point unsismoscopeutilisant leprincipe du pendule.
Pour lesanciens Grecs,Poséidonétait le responsable de tels événements. Pourtant, cela n'empêcha pas des Grecs commeThalès(VIesiècleav. J.-C.) et surtoutAristote(IVesiècleav. J.-C.) de penser que les séismes ont une origine naturelle. Selon Thalès, ce sont des éruptions d'eau chaude qui sont la cause des tremblements de terre: les surfaces émergés flottent sur l'eau, et des éruptions d'eau chaude assez violentes peuvent faire bouger la terre. Pour sa part, Aristote établit sa théorie pneumatique dans laquelle lepneuma(souffle) serait la cause des séismes. Le pneuma est produit par la chaleur de la terre (dont l'origine est le feu intérieur) ou par les rayons duSoleil.Lorsque le pneuma est dirigé vers l'extérieur, il forme les vents. Mais lorsqu'il s'enfonce dans la terre et s'accumule, il produit des tremblements de terre. Grâce au rayonnement des œuvres d'Aristote dans les sciences du Moyen Âge, cette théorie resta une des principales pendant plusieurs siècles.
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En Europe, à laRenaissance,l'origine naturelle est de plus en plus envisagée, et plusieurs théories apparaissent. Par exemple,Pierre Gassendi,vers1650,pensait que c'étaient des poches de gaz qui explosaient[5].L'abbéPierre Bertholon de Saint-Lazare,en1779,y voyait un effet de l'électricité,qui, lorsqu'elle s'accumulait dans le sol, provoquait untonnerresouterrain. Ami deBenjamin Franklinet ayant travaillé sur l'électricité, il présenta un système utilisant desparatonnerresenfoncés dans la terre afin de prévenir les séismes en empêchant les coups de tonnerre.
Scientifique
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L'ampleur dutremblement de terre de Lisbonne de 1755(magnitudeestimée entre 8,6 et 9) suscite l'une des premières études scientifiques sur le sujet. La séismologie expérimentale est inventée par un ingénieur irlandais,Robert Mallet,qui, entre 1830 et 1850, étudie, grâce à des cuves à mercure, la propagation des ondes provoquées par des explosions artificielles. Il évalue l'intensité des séismes et dresse, en 1857, la première carte (encore valable aujourd'hui) de la sismicité des régions méditerranéennes et en 1858 la première carte de sismicité mondiale[6].Cela n'empêche pas les Japonais de donner encore à cette époque une étiologie mythique aux séismes: leséisme de 1855au Japon inspire le mythe dunamazu,poisson-chatgéant vivant dans la vase des profondeurs de la terre et responsable de ce séisme.
Le,l'astronome allemandErnst von Rebeur-Paschwitz(de)observe une déviation sur les pendules horizontaux des deux stations allemandes de l'Observatoire de Potsdam et de Wilhelmshaven. Apprenant le,dans la revueNature,qu'un séisme est survenu à Tokyo, il fait le rapprochement entre le signal des pendules et l'arrivée des ondes sismiques de ce tremblement de terre, et en déduit une vitesse des ondes sismiques supérieure à 7 km/s[7].C'est le premier enregistrement d'un téléséisme (onde sismique à grande distance) et le début de la sismologie moderne.
Ce n'est qu'au début duXXesiècle que l'étude approfondie des séismes commence véritablement, avec le recensement à l'échelle de la planète des tremblements de terre parAlexis PerreyetFernand de Montessus de Balloreentre autres ou encore l'identification des différentes ondes sismiques parRichard Dixon Oldham.
La sismologie est une science ancienne du point de vue de l'observation, mais les bases scientifiques de l'étude des séismes ne furent posées que de façon très récente.
Disciplines
[modifier|modifier le code]Sismogenèse
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1. Direction duNord
2.Épicentre
3. Azimut de la faille
4. Pendage de la faille
5. Point de nucléation ouhypocentre
6. Plan de faille
7. Partie de la faille en mouvement
8. Front de la rupture
9. Phase de cicatrisation
10. Partie de la faille ayant déjà rompu
11. Bord de la zone intéressée par le séisme
La sismogenèse étudie les mécanismes provoquant lestremblements de terre.Cette discipline essaie non seulement de comprendre ce qui se passe lors d'un tremblement de terre sur la ou lesfaillesimpliquées, mais aussi 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 extrême, 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 deforcedont un des deux plans nodaux correspond auplan de faille.L'orientation spatiale de ce double couple est appelée «mécanisme au foyer». Celui-ci permet de savoir s'il s'agit d'unefaille inverse,normaleou d'undécrochement.La première étape de l'étude d'un séisme est donc de trouver la localisation et le mécanisme au foyer. La disponibilité des données sismologiques en temps réel à l'échelle planétaire permet d'obtenir ces informations très rapidement après un événement (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 provoqués par des ruptures de failles de plusieurs centaines dekilomètres.Le sismologue parle de source étendue quand il décrit leséismenon plus comme un simple point mais comme unesurfacebi-dimensionnelle plus ou moins complexe.
La sismogenèse utilise deux types de représentation de la source sismique qui tendent petit à petit à se rejoindre. L'approche cinématique représente le séisme à partir de la différence de l'état de la faille avant et après la rupture. La source sismique est alors décrite principalement par lavitesse(et ses variations) du glissement d'un point sur la faille (de l'ordre dum s−1) lors du séisme et par la vitesse à laquelle se propage la rupture sur cette même faille (de l'ordre de quelqueskm 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 (par exemple la loi reliant la vitesse de glissement au frottement). La représentation 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[Lesquels?]estiment qu'il est possible de prédire certains événements sismiques mais ces recherches n'ont pas le consensus de toute la communauté sismologique et sont souvent l'origine de débats très enflammés.
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Sismotectonique
[modifier|modifier le code]La sismotectonique est la branche de la géologie et de la géophysique qui étudie les structures et les mouvementstectoniquesgrâce aux séismes, ainsi que les rapports entre les séismes et la tectonique. En effet, la distribution spatiale destremblements de terre(sismicité) n'est pas aléatoire. En regardant la sismicité à l'échelle planétaire, la majeure partie desséismesse situe aux frontières desplaques tectoniques.La variation de la profondeur deshypocentressouligne la présence des zones desubduction.
Cette simple analyse à l'échelle du globe peut être effectuée à toutes les échelles. À l'aide de différentesstations sismiquesréparties autour d'un séisme, il est possible de retrouver les paramètres physiques d'un séisme, comme les coordonnées du séisme, sa profondeur (souvent difficile à déterminer), et le mécanisme au foyer du séisme; ainsi, on détermine le type defaillemise en jeu. À partir de la simple analyse de sismogrammes ayant enregistré une secousse, il subsiste toujours un doute sur l'orientation de la faille principale, la distinction entre le plan de faille et leplan nodal(plan théorique orienté perpendiculairement au plan de faille) ne pouvant être obtenue que par la connaissance géologique et/ou l'étude desrépliquesdu séisme principal. Lesmécanismes au foyer(paramètres géométriques de la rupture) sont liés à l'orientation et aux variations du champ decontraintedans lacroûte.
La localisation précise desséismesnécessite une connaissance assez détaillée des variations de la vitesse desondes sismiquesdans le sous-sol. Ces vitesses sont directement liées aux propriétés élastiques et physiques du milieu. En général, les variations de vitesse dans laTerresont fonction de la profondeur. Ceci est la raison pour laquelle, en première analyse, le milieu dans lequel se propagent lesondes(milieu de propagation) est souvent assimilé à un milieu stratifié horizontal (empilement de couches horizontales, le terme technique estmilieu monodimensionnel). Mais la prise en compte de milieux complexes tridimensionnels est aujourd'hui pratique courante. Ainsi, la détermination du milieu de propagation et la localisation des séismes sont obtenues conjointement par des techniques detomographiedite passive (les sources sont naturelles).
Unséismeest toujours le témoignage de la présence d'unefaille(si on exclut certaines sources très particulières). Mais unefaillene produit pas toujours desséismes.On parlera alors de faille inactive si celle-ci ne cause aucune déformation. En outre, une faille, ou un segment de faille, peut être active mais ne provoquer aucunséisme(ou bien une sismicité diffuse de très faiblemagnitude). 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 desdonnées géodésiques(par exemple des mesuresGPSou des imagesInSAR). Ce même type de données a permis de détecter récemment des glissements sur des failles ayant des durées très longues (plusieurs semaines à plusieurs mois). Ces événements sont appelés «séismes lents»[9],[10].
La relation entre activité sismique etfailleest importante pour la prévision sismique. Dans une vision simplifiée, la déformation due à latectoniqueaugmente lescontraintessur la faille. Arrivé à un certain seuil, une rupture se déclenche et la faille provoque unséismerelâchant 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[11],[12].Cette simplification n'est pas souvent vérifiée car le champ de contrainte n'est pas homogène et la géométrie des failles est complexe.
Risque, aléa et vulnérabilité sismique: notion de chaîne de risque sismique
[modifier|modifier le code]![](https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/d/da/Gshap_north_europe.jpg/250px-Gshap_north_europe.jpg)
L'évaluation de l'activité sismique d'une zone est fonction de la vitesse de déformation, du potentiel sismogène des failles et de la période de retour des séismes de forte magnitude. La chaîne de risque sismiqueest la combinaison de l'aléa sismique[14]en un point donné et la vulnérabilité[15]des enjeux:
L'analyse de l'aléa sismique étudie l'occurrence destremblements de terreet lesmouvements forts du solqui 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[16].Ces deux approches sont complémentaires et sont souvent utilisées ensemble.
L'approche déterministe permet de faire des études de scénario quand la plupart des paramètres du problème sont fixés. En pratique, elle permet de répondre à des demandes du type: « Quelles seraient les accélérations du sol attendues àAix-en-Provencedans le cas d'un séisme de magnitude 6 sur la faille de lachaîne de la Trévaresse?» 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 problème 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 2m s−2à Aix-en-Provence dans les 50 prochaines années? » Cette approche permet aussi de réaliser une carte de l'aléa sismique quand la question est légèrement modifiée: « Quelle est l'accélération du sol en ce point ayant 10 % de chance d'être dépassée dans les 50 prochaines années? »
Il est nécessaire de faire la distinction entre l'aléa sismique et lerisque 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 forcément 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 du fait de la densité de la population, de l'importance du construit ou bien de la présence d'édifices sensibles (centrales nucléaires, usines chimiques, dépôts de carburants…). L'évaluation modélisée et mathématisée du risque sismique ne doit pas faire oublier la notion différente de risque perçue par l'homme qui prend en compte les facteurs de sens général du rapport au risque, de l'évaluation locale des dommages et des solutions de prévention et du niveau de maturité collective[17].
Sismologie globale
[modifier|modifier le code]« Prétendre déterminer la structure de la Terre en étudiant les secousses sismiques équivaut pour un aveugle à deviner de quoi est fait un piano à queue en écoutant le bruit qu'il fait quand on le pousse dans un escalier »
La sismologie globale étudie lastructure de la Terreen utilisant les enregistrements desondesproduites par les séismes à très grandes distances. En effet, quand lamagnitudedu séisme est suffisante (supérieure à 5), les ondes qu'il émet peuvent être mesurées sur toute la surface de la Terre.
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A: Vitesse (km s−1). B: profondeur (km). 1: croûte. 2: interface noyau-manteau. 3: manteau supérieur. 4: manteau inférieur. 5: noyau externe. 6: noyau interne.
Les ondes de volume, primaires et secondaires (ditesondes Petondes S), traversent la Terre et se réfléchissent sur les discontinuités majeures (interface noyau-manteau,Moho,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 àRichard Dixon Oldhamde conclure qu'il était liquide.
Le premier modèle de référence a été justement déduit de l'étude des temps de parcours des ondes sismiques. Il s'agit d'un modèle monodimensionnel[19]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 tri-dimensionnelle 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 topographie 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 et des zones de subduction et proposent des réponses sur l'origine des plumes mantelliques.
Les ondes de volume ne sont pas les seules à être sensibles à l'échelle du globe. Lors des grands tremblements de terre, les ondes de surfaces peuvent faire plusieurs fois le tour de la Terre. L'utilisation de ces 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'interaction constructive des ondes de surface faisant le tour de la Terre excite sesmodes propres.La Terre se met alors à vibrer comme une cloche. L'infrasonle plus bas émis par la terre a une période d'environ 53,83 min[20].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 est lemodèle PREM,de l'anglaisPreliminary reference Earth model[21].Aujourd'hui des modèles plus récents et légèrement différents sont aussi utilisés mais ne l'ont pas supplanté.
Sismique d'exploration
[modifier|modifier le code]Les avancées de lasismiqued'exploration sont intimement liées à la prospection pétrolière et à la surveillance des gisements. Toutefois, les techniques développées dans ce domaine sont aussi employées pour la connaissance de la structure en général de l'échelle du laboratoire jusqu'à l'échelle de lacroûte terrestre.
Souvent cette activité est appelée aussisismique activecar les sources utilisées sont le plus souvent artificielles (du coup demarteauà l'explosion nucléaire). La sismique d'exploration s'effectue de plus en plus avec dessources naturelleset/ou induites dans le cas des réservoirs.
Les configurations du dispositif source - récepteur sont fondamentales dans ce domaine. Elles vont en effet définir le type de données obtenu et donc le type de méthode à employer et le type de résultat attendu. La première distinction est la dimensionalité de l'acquisition. Elle peut être 1D (une source et plusieurs capteurs alignés ou le contraire), 2D (les sources et les récepteurs sont contenus dans un plan en général vertical), 3D et 4D (étude de la variation du problème 3D dans le temps). Chaque passage de dimension implique une augmentation substantielle du coût de l'acquisition mais aussi le coût du traitement des données et de leur interprétation.
L'autre caractéristique importante de la configuration est le type dedéport(distance source-capteur) utilisé. Quand les déports sont petits, l'énergie enregistrée sur le capteur provient principalement de la réflexion de l'énergie sur les discontinuités d'impédancedu milieu. on parle desismique réflexion.Quand les déports sont grands, l'énergie enregistrée provient des phases sismiques traversant le milieu ou longeant les discontinuités(ondes réfractées). On parle alors desismique réfraction.
Ces deux concepts sont liés surtout à la prospection en mer. Pour la sismique réflexion le bateau en progressant traine une ligne de capteurs appeléeflûtetout en émettant de l'énergie (tirs) grâce à descanons à air.Dans le cas de la sismique réfraction, le capteur est fixe et le bateau s'en éloigne en tirant. Ces acquisitions sont principalement 2D ou 3D dans le sens de multi 2D. De plus en plus de prospections mélangent maintenant ces deux concepts en une seule acquisition (sismique réflexion à grand angle). L'acquisition de données à terre est beaucoup plus coûteuse et les milieux sont en général plus difficiles à interpréter.
Archéosismologie
[modifier|modifier le code]L'archéosismologie est l'étude des séismes ayant eu lieu durant lapréhistoireou laprotohistoire.Elle se base sur des étudesarchéologiques,en particulier la destruction de constructions humaines, ou sur la présence de failles. Elle permet d'avoir accès à des événements extrêmement rares, et donc extrêmement violents: dans ces zones, l'énergie élastique emmagasinée n'est libérée que très rarement, et donc avec une très grande ampleur.
Sismologie spatiale
[modifier|modifier le code]![](https://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/e/e3/Ap16_pse.jpg/220px-Ap16_pse.jpg)
La sismologie et ses outils ne sont plus confinés à la planète bleue depuis la fin des années 1960 grâce auprogramme Apollo.Lors de la missionApollo 12,le premier sismomètre extra-terrestre est installé sur la Lune le.Lors de chacun des trois atterrissages suivant (Apollo 14,15et16), un sismomètre est installé. Ces instruments ont formé le premier (et unique pour le moment) réseau sismologique extra-terrestre. L'expérience prit fin le.
Les sources sismiques enregistrées sur la Lune sont de cinq types différents:
- impacts demétéorites;
- impacts artificiels;
- sources thermiques très superficielles causées par la variation journalière de température en surface;
- séismes superficiels haute fréquence dus au refroidissement thermique (magnitude observée jusqu'à 5.5[22]- nombre d'observations: 28);
- séismes profonds (appelés tremblement de Lune) (nombre: 3145) causés par lamarée lunaire.Ils sont localisés entre 800 et 1 200kmde 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 sismomètre sur la Lune. Leprogramme Rangertenta 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 concerneMars,lasonde Vikinginstalla avec succès un sismomètre en 1976. Un défaut de réglage de l'instrument associé aux forts vents martiens rendit ces données inexploitables. Dans le cadre de la mission Mars 96, les deux sismomètres Optimism prévue pour une installation sur Mars furent perdus avec le lanceur le.
La sismologie a été appliquée aussi aux astres non solides. L'impact de lacomèteShoemaker-Levy 9surJupiteren 1994 généra des ondes sismiques de compression et des ondes de surface observables sur les imagesinfrarouges.En outre l'étude des ondes P, de surface et de gravité observées sur leSoleilest maintenant une discipline établie qui s'appelle l'héliosismologie.Ces ondes sont générées par les mouvements convectifs turbulents à l'intérieur de l'étoile.
L'envoi de sismomètres sur une comète (sonde Rosetta) et surMercure(missionBepiColombo) est initialement prévu mais ensuite abandonné, et c'est seulement enqu'un sismomètre est à nouveau déposé sur un corps extraterrestre,Mars.Le,l'instrument SEIS embarqué par la sondeInSightfournit le premier enregistrement d'un séisme martien.
Héliosismologie et astérosismologie
[modifier|modifier le code]Les séismes terrestres les plus violents excitent des ondes de surface de longue période qui en l'occurrence ne sont pas du tout limitées à la surface mais correspondent à différentsmodes de vibrationglobale de la Terre. Des oscillations de même nature sont prévisibles et observables dans leSoleilet les autresétoiles.Elles sont l'objet d'étude de l'héliosismologieet de l'astérosismologie,respectivement.
Les ondes sismiques
[modifier|modifier le code]Les tremblements de terre produisent différents types d'ondes sismiques. Ces ondes, en traversant la terre et en se réfléchissant ou se diffractant sur les discontinuités principales de propriétés physiques des roches, nous fournissent des informations utiles pour comprendre non seulement les événements sismiques mais aussi les structures profondes de laterre.Il existe trois types d'ondes: les ondes P (première), S (seconde) et L (longue).
La mesure en sismologie
[modifier|modifier le code]La mesure en sismologie est fondamentale tant pour l'étude de la propagation desondesque pour celle desséismes.En effet, l'étude d'un séisme passe par la compréhension des processus en action sur lafailleavant et pendant le phénomène. Mais une observation directe de cet objet dans son ensemble n'est pas possible. La seule possibilité existante est de réaliser unforagemais c'est une solution très coûteuse et qui ne permet qu'une observation ponctuelle du plan de faille. Il faut donc recourir à des observations indirectes, la première étant celle des ondes générées par les séismes. Ces dernières peuvent en effet être enregistrées même à de très grandes distances, du moins en cas de magnitude importante. Ces ondes sont enregistrées grâce à des capteurs appelés sismomètres.
Sismologues réputés et leurs contributions
[modifier|modifier le code]- En 1893, le lien entre séisme et faille est mis en évidence parBunjiro Koto.
- En 1902,Giuseppe Mercallicrée uneéchelled'intensité qui sera la référence jusqu'à l'introduction du concept demagnitude.
- En 1906,Richard Dixon Oldhamdéduit que lenoyau de la Terreest liquide.
- En 1909,Andrija Mohorovičićdécouvre unediscontinuité sismiqueà la base de lacroûte terrestre:cette discontinuité porte, en son honneur, le nom deMoho.
- Dans la première moitié duXXesiècle,Beno Gutenberg,outre ces célèbres travaux sur lamagnitude,remarque que le nombre des séismes à l'échelle globale suit uneloi.
- En 1935,Charles Francis Richtermet au point uneéchellefondée sur la magnitude (l'énergie libérée) de la secousse, et non sur son intensité (les effets ressentis ou observés). L'utilisation systématique de cette échelle, notamment par les journalistes, fait de Richter le seul sismologue largement connu du grand public.
- En 1936, la présence d'une graine solide dans lenoyau de la Terreest découverte parInge Lehmann.
- En 1966,Keiiti Akia introduit lemoment sismique.
- En 1977,Hiroo Kanamoripropose une magnitude Mwbasée sur le moment sismique.
Notes et références
[modifier|modifier le code]- Charles Davison, dans un article de 1924 (« Notes on some seismological terms »,Bull. Seism. Soc. Am.,14,26-37), attribue la création ou du moins la première citation écrite de ce terme àRobert Mallet,dans la troisième édition de Admiralty Manual (1859). Dès la fin duXIXesiècle,Émile Littréne reconnaît en français que la graphie « sismologie », la diphtongueει/eide la racineσεισμός/seismósse rendant selon lui en français par un simplei.
- Une définition unique de la sismologie en tant que discipline n'existe pas. À titre d'exemple, voici deux visions de la sismologie en anglais, l'unepubliée dansNatureà l'occasion d'une critique de la revueJournal of Seismology,et l'autresur le site de l'une des plus importantes associations dans ce domaine: laSeismological Society of America.
- À ne pas confondre avec le génie parasismique. En anglais, ces deux termes correspondent respectivement àengineering seismologyet àearthquake engineering.
- (en)Alexander E. Gates et David Ritchie,Encyclopedia Of Earthquakes and Volcanoes,Facts On File, Inc.,(ISBN978-0-8160-6302-4et0-8160-6302-8),« Appendix D - The Deadliest Earthquakes »,p.317.
- Cette théorie expliquait également le principe desvolcans,d'après F. Bernier,Abrégé de philosophie de Gassendi,tome V, chap. VII « Du tremblement de Terre » (1674-1675), Corpus de Philosophie en langue française, Fayard, 1992.
- Charles Pomerol, Yves Lagabrielle, Maurice Renard et Stéphane Guillot,Éléments de géologie,Éditions Dunod,,p.212.
- (en)Ernst von Rebeur-Paschwitz, «The Earthquake of Tokio, April 18, 1889»,Nature,vol.40,,p.294-295(DOI10.1038/040294e0).
- Source des données:«USGS.gov | Science for a changing world», surusgs.gov(consulté le).
- Hitoshi Hirose, Kazuro Hirahara, Fumiaki Kimata, Naoyuki Fujii et Shin'ichi Miyazaki, « A slow thrust slip event following the two 1996 hyuganada earthquakes beneath the Bungo Channel, southwest Japan »,Geophysical Research Letters,vol.26,no21, 1999[lire en ligne],p.3237–3240.
- Herb Dragert, Kelin Wang et T. S. James, « A silent slip event on the deeper Cascadia subduction interface »,Science,vol.292,no5521, 2001[lire en ligne],p.1525–1528.
- W. R. McCann, S. P. Nishenko, L. R. Sykes et J. Krause, « Seismic gaps and plate tectonics: seismic potential for major boundaries »,Pure and Applied Geophysics,vol.117, 1979,p.1082–1147.
- Yan Y. Kagan et David D. Jackson, « Seismic gap hypothesis: ten years after »,Journal of Geophysical Research,vol.96,noB13,p.21419–21431.
- (en)«Central-Northern Europe», surstatic.seismo.ethz.ch(consulté le).
- Probabilité qu'un séisme d'une certaine magnitude puisse affecter une région durant une période donnée.
- Capacité d’un enjeu (personnes, biens, activités, moyens, etc.) à résister à un aléa donné.
- (en)LeonReiter,Earthquake hazard analysis: issues and insights,Columbia university press,,254p.(ISBN978-0-231-06534-4).
- G. Verrhiest et T. Winter,«Séisme, Aléa Sismique, Vulnérabilité Sismique et Risque Sismique»,présentation Power Point, surplanseisme.fr(version dusurInternet Archive).
- En effet,« nous en savons plus sur la composition d'étoiles lointaines que sur la terre sous nos pieds — après tout, les étoiles nous les voyons! ».CfJohn R. Gribbin, «La Genèse de la Terre»,Le Courrier de l'UNESCO: une fenêtre ouverte sur le monde,no7,,p.4.
- H. Jeffreys et K. E. Bullen, «Seismological Tables»,British Association for the Advancement of Science,Londres,.
- (en)JeffreyPark,Teh-Ru AlexSong,JeroenTromp,EmileOkalet al.,«Earth's Free Oscillations Excited by the 26 December 2004 Sumatra-Andaman Earthquake»,Science,vol.308,no5725,,p.1139–1144(ISSN0036-8075et1095-9203,DOI10.1126/science.1112305,lire en ligne,consulté le).
- (en)Adam M. Dziewonski et Don L. Anderson, «Preliminary reference Earth model»,Physics of the Earth and Planetary Interiors,vol.25,no4,,p.297-356(DOI10.1016/0031-9201(81)90046-7,lire en ligne[PDF]).
- Nakamura, Y., G. V. Latham, H. J. Dorman, A. K. Ibrahim, J. Koyama et P. Horvath (1979). Shallow moonquakes: depth, distribution and implications as to the present state of the lunar interior,Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 10th,2299-2309
Voir aussi
[modifier|modifier le code]Articles connexes
[modifier|modifier le code]- Glossaire de la sismique
- Séisme profond
- Structure interne du globe terrestre
- Tremblement de terre
- Loi de Gutenberg-Richter
- Déclenchement de tremblements de terre par effet de marée
Bibliographie
[modifier|modifier le code]Les livres en français cités ci-dessous sont en général des ouvrages de vulgarisation. Les livres en anglais, à part le livre de B. Bolt (dont une traduction française est parue, mais est épuisée), sont tous des livres de références d'un niveau avancé.
- Pascal Bernard (2003). Qu'est-ce qui fait trembler la Terre?,EDP Sciences,287 p.(ISBN2-86883-629-1)
- Raoul Madariaga et Guy Perrier (1998). Les tremblements de terre,CNRS Éditions,210 p.(ISBN2-87682-049-8)
- Jean-Paul Montagner (1997). Sismologie: la musique de terre,Hachette,160 pages(ISBN2-01-145225-2)
- (en)Keiiti AkietPaul G. Richard,Quantitative seismology 2nd Edition, University Science Books,Sausalito-Californie,2002(ISBN0-935702-96-2)
- (en)Bruce Bolt, Earthquakes, Fifth Edition, W. H. Freeman, 2003(ISBN0-7167-5618-8)
- (en)Steven L. Kramer, Geotechnical earthquake engineering, Prentice Hall, 1995(ISBN0-13-374943-6)
- (en)Thorne Lay et Terry C. Wallace, Modern global seismology, Academic Press,San Diego-Californie,1995(ISBN0-12-732870-X)
- (en)Christopher H. Scholz, The mechanics of earthquake and faulting 2nd Edition, Cambridge University Press,Cambridge,2002(ISBN0-521-65540-4)
- (en)Öz Yilmaz, Seismic data analysis 2nd Edition (2 vol.), Society of Exploration Geophysicists,Tulsa-Oklahoma,2001
Liens externes
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- Notices dans des dictionnaires ou encyclopédies généralistes:
Sites d'information
[modifier|modifier le code]- École et observatoire des sciences de la Terre
- Réseau national de surveillance sismique
- Bureau central sismologique français
- (en)Centre sismologique euro-méditerranéen,site d'information sismologique en temps réel
- (en)Les derniers tremblements de terre dans le monde, sur moins de 24 heures
Histoire
[modifier|modifier le code]- le site du musée de sismologie,historique et collections en ligne