Tremblement de terre

Un tremblement de terre (également connu sous le nom de séisme , tremblement ou tremblement ) est le tremblement de la surface de la Terre résultant d’une libération soudaine d’énergie dans la lithosphère terrestre qui crée des Ondes sismiques . Les tremblements de terre peuvent varier en taille, de ceux qui sont si faibles qu’ils ne peuvent pas être ressentis, à ceux qui sont assez violents pour propulser des objets et des personnes dans les airs et semer la destruction dans des villes entières. La sismicité , ou activité sismique , d’une zone est la fréquence, le type et la taille des tremblements de terre subis au cours d’une période donnée. Le mot tremblement est également utilisé pourgrondement sismique non sismique .

Les épicentres des tremblements de terre se produisent principalement le long des limites des Plaques tectoniques, et en particulier sur la Ceinture de feu du Pacifique . Mouvement mondial des Plaques tectoniques

À la surface de la Terre, les tremblements de terre se manifestent en secouant et en déplaçant ou perturbant le sol. Lorsque l’ épicentre d’un grand tremblement de terre est situé au large, le fond marin peut être suffisamment déplacé pour provoquer un tsunami . Les tremblements de terre peuvent également déclencher des glissements de terrain et, occasionnellement, une activité volcanique.

Dans son sens le plus général, le mot tremblement de terre est utilisé pour décrire tout événement sismique, qu’il soit naturel ou causé par l’homme, qui génère des Ondes sismiques. Les tremblements de terre sont principalement causés par la rupture de failles géologiques , mais aussi par d’autres événements tels que l’activité volcanique, les glissements de terrain, les explosions de mines et les essais nucléaires . Le point de rupture initial d’un tremblement de terre est appelé son hypocentre ou son foyer. L’ épicentre est le point au niveau du sol directement au-dessus de l’hypocentre.

Séismes naturels

Trois types de défauts :
A. Décrochement
B. Normal
C. Inverse

Les tremblements de terre tectoniques se produisent n’importe où sur la terre où il y a suffisamment d’énergie de déformation élastique stockée pour entraîner la propagation de la fracture le long d’un plan de faille . Les côtés d’une faille se croisent en douceur et de manière asismique uniquement s’il n’y a pas d’irrégularités ou d’ aspérités le long de la surface de la faille qui augmentent la résistance au frottement. La plupart des surfaces de faille présentent de telles aspérités, ce qui conduit à une forme de comportement stick-slip. Une fois que la faille s’est verrouillée, le mouvement relatif continu entre les plaques entraîne une augmentation des contraintes et, par conséquent, une énergie de déformation stockée dans le volume autour de la surface de la faille. Cela continue jusqu’à ce que la contrainte ait suffisamment augmenté pour percer l’aspérité, permettant soudainement un glissement sur la partie verrouillée de la faille, libérant l’ énergie stockée . ^[1] Cette énergie est libérée sous la forme d’une combinaison d’ Ondes sismiques de contrainte élastique rayonnées , ^[2] d’échauffement par frottement de la surface de la faille et de fissuration de la roche, provoquant ainsi un tremblement de terre. Ce processus d’accumulation graduelle de déformation et de contrainte ponctué par une défaillance soudaine et occasionnelle d’un tremblement de terre est appelé la théorie du rebond élastique.. On estime que seulement 10 % ou moins de l’énergie totale d’un tremblement de terre est émise sous forme d’énergie sismique. La majeure partie de l’énergie du tremblement de terre est utilisée pour alimenter la croissance de la fracture du tremblement de terre ou est convertie en chaleur générée par le frottement. Par conséquent, les tremblements de terre abaissent l’ Énergie potentielle élastique disponible de la Terre et augmentent sa température, bien que ces changements soient négligeables par rapport au flux de chaleur conducteur et convectif sortant de l’ intérieur profond de la Terre. ^[3]

Types de failles sismiques

Il existe trois principaux types de failles, qui peuvent toutes provoquer un séisme interplaques : normal, inverse (poussée) et décrochant. Les failles normales et inverses sont des exemples de dip-slip, où le déplacement le long de la faille est dans la direction du pendage et où le mouvement sur celles-ci implique une composante verticale. Les failles normales se produisent principalement dans les zones où la croûte s’étend , comme une frontière divergente . Les failles inverses se produisent dans les zones où la croûte est raccourcie , comme à une frontière convergente. Les failles de décrochementsont des structures abruptes où les deux côtés de la faille glissent horizontalement l’un sur l’autre ; les limites de transformation sont un type particulier de faille décrochante. De nombreux tremblements de terre sont causés par des mouvements sur des failles qui ont des composantes à la fois de glissement et de décrochement ; c’est ce qu’on appelle le glissement oblique.

Les failles inverses, en particulier celles situées le long des limites de plaques convergentes , sont associées aux tremblements de terre les plus puissants, les tremblements de terre de mégathrust , y compris presque tous ceux de magnitude 8 ou plus. Les tremblements de terre de mégathrust sont responsables d’environ 90% du moment sismique total libéré dans le monde. ^[4] Les failles décrochantes, en particulier les transformations continentales, peut produire des tremblements de terre majeurs jusqu’à environ la magnitude 8. Les tremblements de terre associés aux failles normales sont généralement inférieurs à la magnitude 7. Pour chaque unité d’augmentation de magnitude, il y a environ trente fois plus d’énergie libérée. Par exemple, un séisme de magnitude 6,0 libère environ 32 fois plus d’énergie qu’un séisme de magnitude 5,0 et un séisme de magnitude 7,0 libère 1 000 fois plus d’énergie qu’un séisme de magnitude 5,0. Un tremblement de terre de magnitude 8,6 libère la même quantité d’énergie que 10 000 bombes atomiques de la taille utilisée pendant la Seconde Guerre mondiale . ^[5]

En effet, l’énergie libérée lors d’un séisme, et donc sa magnitude, est proportionnelle à la surface de la faille qui se rompt ^[6] et à la chute de contrainte. Par conséquent, plus la longueur et la largeur de la zone faillée sont grandes, plus la magnitude résultante est grande. La partie supérieure et fragile de la croûte terrestre et les dalles froides des Plaques tectoniques qui descendent dans le manteau chaud sont les seules parties de notre planète capables de stocker de l’énergie élastique et de la libérer lors de ruptures de faille. Les roches plus chaudes qu’environ 300 ° C (572 ° F) s’écoulent en réponse au stress; ils ne se rompent pas lors des tremblements de terre. ^{[7] [8]} Les longueurs maximales observées des ruptures et des failles cartographiées (qui peuvent se rompre en une seule rupture) sont d’environ 1 000 km (620 mi). Les exemples sont les tremblements de terre dansAlaska (1957) , Chili (1960) et Sumatra (2004) , tous dans des zones de subduction. Les plus longues ruptures sismiques sur des failles décrochantes, comme la Faille de San Andreas ( 1857 , 1906 ), la faille nord-anatolienne en Turquie ( 1939 ) et la faille de Denali en Alaska ( 2002 ), sont d’environ la moitié à un tiers tant que les longueurs le long des marges des plaques de subduction et celles le long des failles normales sont encore plus courtes.

Photo aérienne de la Faille de San Andreas dans la plaine de Carrizo , au nord-ouest de Los Angeles

Le paramètre le plus important contrôlant la magnitude maximale du séisme sur une faille n’est cependant pas la longueur maximale disponible, mais la largeur disponible car celle-ci varie d’un facteur 20. Le long des marges de plaques convergentes, l’angle de pendage du plan de rupture est très peu profond, généralement d’environ 10 degrés. ^[9] Ainsi, la largeur de l’avion dans la croûte fragile supérieure de la Terre peut atteindre 50 à 100 km (31 à 62 mi) ( Japon, 2011 ; Alaska, 1964 ), ce qui rend les tremblements de terre les plus puissants possibles.

Les failles décrochantes ont tendance à être orientées presque verticalement, ce qui donne une largeur approximative de 10 km (6,2 mi) dans la croûte cassante. ^[10] Ainsi, les tremblements de terre avec des magnitudes bien supérieures à 8 ne sont pas possibles. Les magnitudes maximales le long de nombreuses failles normales sont encore plus limitées car nombre d’entre elles sont situées le long de centres d’étalement, comme en Islande, où l’épaisseur de la couche fragile n’est que d’environ six kilomètres (3,7 mi). ^{[11] [12]}

De plus, il existe une hiérarchie des niveaux de contrainte dans les trois types de failles. Les défauts de poussée sont générés par les niveaux de contrainte les plus élevés, les défauts de décrochement par les intermédiaires et les défauts normaux par les niveaux de contrainte les plus bas. ^[13] Cela se comprend facilement en considérant la direction de la plus grande contrainte principale, la direction de la force qui « pousse » le massif rocheux lors de la faille. Dans le cas de failles normales, la masse rocheuse est poussée vers le bas dans une direction verticale, ainsi la force de poussée ( plus grande contrainte principale) est égale au poids de la masse rocheuse elle-même. Dans le cas du charriage, le massif rocheux « s’échappe » dans le sens de la moindre contrainte principale, c’est-à-dire vers le haut, en soulevant le massif rocheux, et ainsi, le mort-terrain est égal au moindrecontrainte principale. Les failles décrochantes sont intermédiaires entre les deux autres types décrits ci-dessus. Cette différence de régime de contrainte dans les trois environnements de faille peut contribuer à des différences de chute de contrainte pendant la faille, ce qui contribue à des différences dans l’énergie rayonnée, quelles que soient les dimensions de la faille.

Tremblements de terre loin des limites des plaques

Comparaison des séismes de 1985 et 2017 à Mexico, Puebla et Michoacán/Guerrero

Là où les limites des plaques se produisent dans la lithosphère continentale , la déformation s’étend sur une zone beaucoup plus grande que la limite des plaques elle-même. Dans le cas de la transformation continentale de la Faille de San Andreas , de nombreux tremblements de terre se produisent loin de la limite de la plaque et sont liés à des déformations développées dans la zone de déformation plus large causée par des irrégularités majeures dans la trace de la faille (par exemple, la région “Big bend”). Le tremblement de terre de Northridge a été associé à un mouvement sur une poussée aveugle dans une telle zone. Un autre exemple est la limite de plaque convergente fortement oblique entre les plaques arabique et eurasienne où elle traverse la partie nord-ouest des monts Zagros .. La déformation associée à cette frontière de plaque est divisée en mouvements de sens de poussée presque purs perpendiculaires à la frontière sur une large zone au sud-ouest et en mouvement de glissement presque pur le long de la faille principale récente près de la frontière de plaque elle-même. Ceci est démontré par les mécanismes focaux des tremblements de terre . ^[14]

Toutes les Plaques tectoniques ont des champs de contraintes internes causés par leurs interactions avec les plaques voisines et le chargement ou le déchargement sédimentaire (par exemple, la déglaciation). ^[15] Ces contraintes peuvent être suffisantes pour provoquer une défaillance le long des plans de faille existants, donnant lieu à des tremblements de terre intraplaques. ^[16]

Séismes peu profonds et profonds

Bâtiment du Gran Hotel effondré dans la métropole de San Salvador , après le tremblement de terre peu profond de San Salvador en 1986

La majorité des tremblements de terre tectoniques proviennent de l’anneau de feu à des profondeurs ne dépassant pas des dizaines de kilomètres. Les tremblements de terre se produisant à une profondeur de moins de 70 km (43 mi) sont classés comme des tremblements de terre ” peu profonds “, tandis que ceux dont la profondeur focale est comprise entre 70 et 300 km (43 et 186 mi) sont communément appelés ” mi-foyer ” ou tremblements de terre de “profondeur intermédiaire”. Dans les zones de subduction , où la croûte océanique plus ancienne et plus froide descend sous une autre plaque tectonique, des tremblements de terre profonds peuvent se produire à des profondeurs beaucoup plus grandes (allant de 300 à 700 km (190 à 430 mi)). ^[17] Ces zones de subduction sismiquement actives sont connues sous le nom de zones Wadati–Benioff . Les tremblements de terre profonds se produisent à une profondeur où la subductationla lithosphère ne devrait plus être cassante, en raison de la température et de la pression élevées. Un mécanisme possible pour la génération de tremblements de terre à foyer profond est une faille causée par l’olivine subissant une transition de phase dans une structure de spinelle . ^[18]

Tremblements de terre et activité volcanique

Les tremblements de terre se produisent souvent dans les régions volcaniques et y sont causés, à la fois par des failles tectoniques et par le mouvement du magma dans les volcans . De tels tremblements de terre peuvent servir d’avertissement précoce d’éruptions volcaniques, comme lors de l’ éruption de 1980 du mont St. Helens . ^[19] Les essaims de tremblements de terre peuvent servir de marqueurs pour l’emplacement du magma coulant à travers les volcans. Ces essaims peuvent être enregistrés par des Sismomètres et des inclinomètres (un appareil qui mesure la pente du sol) et utilisés comme capteurs pour prédire les éruptions imminentes ou à venir. ^[20]

Dynamique de rupture

Un tremblement de terre tectonique commence par une rupture initiale en un point de la surface de la faille, un processus connu sous le nom de nucléation. L’échelle de la zone de nucléation est incertaine, avec certaines preuves, telles que les dimensions de rupture des plus petits tremblements de terre, suggérant qu’elle est inférieure à 100 m (330 pieds) tandis que d’autres preuves, telles qu’une composante lente révélée par des spectres à basse fréquence de certains tremblements de terre, suggèrent qu’il est plus grand. La possibilité que la nucléation implique une sorte de processus de préparation est étayée par l’observation qu’environ 40% des tremblements de terre sont précédés de secousses. Une fois la rupture amorcée, elle commence à se propager le long de la surface de la faille. La mécanique de ce processus est mal comprise, en partie parce qu’il est difficile de recréer les vitesses de glissement élevées en laboratoire. Aussi,^[21]

La propagation de la rupture est généralement modélisée à l’aide d’une approche de mécanique de la rupture, assimilant la rupture à une fissure de cisaillement en mode mixte se propageant. La vitesse de rupture est une fonction de l’énergie de rupture dans le volume autour de la pointe de la fissure, augmentant avec la diminution de l’énergie de rupture. La vitesse de propagation de la rupture est de plusieurs ordres de grandeur plus rapide que la vitesse de déplacement à travers la faille. Les ruptures sismiques se propagent généralement à des vitesses comprises entre 70 et 90 % de la vitesse de l’onde S, qui est indépendante de la taille du séisme. Un petit sous-ensemble de ruptures sismiques semble s’être propagé à des vitesses supérieures à la vitesse de l’onde S. Ces tremblements de terre en supercisaillement ont tous été observés lors de grands événements de décrochement. La zone inhabituellement étendue de dommages cosismiques causés par laLe tremblement de terre de 2001 à Kunlun a été attribué aux effets du bang sonique développé lors de tels tremblements de terre. Certaines ruptures sismiques se déplacent à des vitesses inhabituellement faibles et sont appelées séismes lents . Une forme particulièrement dangereuse de tremblement de terre lent est le tremblement de terre tsunami , observé là où les intensités ressenties relativement faibles, causées par la vitesse de propagation lente de certains grands tremblements de terre, ne parviennent pas à alerter la population de la côte voisine, comme lors du tremblement de terre de Sanriku en 1896 . ^[21]

Surpression co-sismique et effet de la pression interstitielle

Lors d’un tremblement de terre, des températures élevées peuvent se développer au niveau du plan de faille, augmentant ainsi la pression interstitielle en conséquence de la vaporisation de l’eau souterraine déjà contenue dans la roche. ^{[22] [23] [24]} Dans la phase cosismique, une telle augmentation peut affecter de manière significative l’évolution et la vitesse de glissement et, de plus, dans la phase post-sismique, elle peut contrôler la séquence Aftershock car, après l’événement principal, la pression interstitielle augmente lentement se propage dans le réseau de fractures environnant. ^{[25] [24]} Du point de vue de la théorie de la force de Mohr-Coulomb, une augmentation de la pression du fluide réduit la contrainte normale agissant sur le plan de faille qui le maintient en place, et les fluides peuvent exercer un effet lubrifiant. Comme la surpressurisation thermique peut fournir une rétroaction positive entre le glissement et la chute de résistance au niveau du plan de faille, une opinion commune est qu’elle peut augmenter l’instabilité du processus de faille. Après le choc principal, le gradient de pression entre le plan de faille et la roche voisine provoque un écoulement de fluide qui augmente la pression interstitielle dans les réseaux de fractures environnants ; une telle augmentation peut déclencher de nouveaux processus de failles en réactivant des failles adjacentes, donnant lieu à des répliques sismiques. ^{[25] [24]} De manière analogue, l’augmentation artificielle de la pression interstitielle, par injection de fluide dans la croûte terrestre, peut induire une sismicité .

Forces de marée

Les marées peuvent induire une certaine sismicité .

Amas sismiques

La plupart des tremblements de terre font partie d’une séquence, liés les uns aux autres en termes de lieu et de temps. ^[26] La plupart des grappes de tremblements de terre consistent en de petits tremblements qui causent peu ou pas de dégâts, mais il existe une théorie selon laquelle les tremblements de terre peuvent se reproduire de manière régulière. ^[27]

répliques Magnitude des tremblements de terre du centre de l’Italie d’août et d’ octobre 2016 et de janvier 2017 et des répliques (qui ont continué à se produire après la période indiquée ici)

Une réplique est un tremblement de terre qui se produit après un séisme précédent, le choc principal. Les changements rapides de contrainte entre les roches et la contrainte du tremblement de terre d’origine sont les principales causes de ces répliques ^[28] , ainsi que la croûte autour du plan de faille rompu alors qu’elle s’adapte aux effets du choc principal. ^[26] Une réplique se situe dans la même région que la secousse principale mais toujours d’une ampleur plus faible, mais elle peut encore être suffisamment puissante pour causer encore plus de dégâts aux bâtiments qui ont déjà été endommagés par le séisme d’origine. ^[28] Si une réplique est plus importante que la secousse principale, la réplique est redésignée en tant que secousse principale et la secousse principale d’origine est redésignée en tant que pré- choc. Les répliques se forment lorsque la croûte autour du plan de faille déplacé s’adapte aux effets du choc principal. ^[26]

Essaims de tremblement de terre

Les essaims de tremblements de terre sont des séquences de tremblements de terre frappant une zone spécifique sur une courte période. Ils sont différents des tremblements de terre suivis d’une série de répliques par le fait qu’aucun tremblement de terre de la séquence n’est évidemment le choc principal, donc aucun n’a une magnitude notablement plus élevée qu’un autre. Un exemple d’un essaim de tremblement de terre est l’activité de 2004 au parc national de Yellowstone . ^[29] En août 2012, un essaim de tremblements de terre a secoué la Vallée Impériale du sud de la Californie , montrant l’activité la plus enregistrée dans la région depuis les années 1970. ^[30]

Parfois, une série de tremblements de terre se produit dans ce qu’on appelle une tempête sismique , où les tremblements de terre frappent une faille en grappes, chacune déclenchée par la secousse ou la redistribution des contraintes des tremblements de terre précédents. Similaires aux répliques sismiques mais sur des segments de faille adjacents, ces tempêtes se produisent au fil des années, et certains des tremblements de terre ultérieurs sont aussi dommageables que les premiers. Un tel schéma a été observé dans la séquence d’environ une douzaine de tremblements de terre qui ont frappé la faille nord-anatolienne en Turquie au 20e siècle et a été déduit pour des groupes anormaux plus anciens de grands tremblements de terre au Moyen-Orient. ^{[31] [32]}

Intensité des tremblements de terre et magnitude des tremblements de terre

Le tremblement ou la secousse de la terre est un phénomène commun sans aucun doute connu des humains depuis les temps les plus reculés. Avant le développement d’ accéléromètres à fort mouvement capables de mesurer directement la vitesse et l’accélération maximales du sol, l’intensité du tremblement de terre était estimée sur la base des effets observés, tels que classés sur diverses échelles d’intensité sismique . Ce n’est qu’au siècle dernier que la source de telles secousses a été identifiée comme étant des ruptures dans la croûte terrestre, l’intensité des secousses à n’importe quel endroit dépendant non seulement des conditions locales du sol, mais aussi de la force ou de l’ ampleur de la rupture, et de sa distance. ^[33]

La première échelle pour mesurer les magnitudes des tremblements de terre a été développée par Charles F. Richter en 1935. Les échelles suivantes (voir échelles de magnitude sismique ) ont conservé une caractéristique clé, où chaque unité représente une différence de dix fois dans l’amplitude de la secousse du sol et une 32 – fois la différence d’énergie. Les échelles suivantes sont également ajustées pour avoir approximativement la même valeur numérique dans les limites de l’échelle. ^[34]

Bien que les médias rapportent généralement les magnitudes des tremblements de terre comme “magnitude de Richter” ou “échelle de Richter”, la pratique courante de la plupart des autorités sismologiques consiste à exprimer la force d’un tremblement de terre sur l’ échelle de magnitude du moment , qui est basée sur l’énergie réelle libérée par un tremblement de terre. ^[35]

Fréquence d’occurrence

On estime qu’environ 500 000 tremblements de terre se produisent chaque année, détectables avec les instruments actuels. Environ 100 000 d’entre eux peuvent être ressentis. ^{[36] [37]} Des tremblements de terre mineurs se produisent presque constamment dans le monde entier dans des endroits comme la Californie et l’Alaska aux États-Unis, ainsi qu’au Salvador, au Mexique, au Guatemala, au Chili, au Pérou, en Indonésie, aux Philippines, en Iran, au Pakistan, aux Açores . au Portugal, en Turquie, en Nouvelle-Zélande, en Grèce, en Italie, en Inde, au Népal et au Japon. ^[38] Les tremblements de terre plus importants se produisent moins fréquemment, la relation étant exponentielle ; par exemple, environ dix fois plus de tremblements de terre de magnitude supérieure à 4 se produisent au cours d’une période donnée que de tremblements de terre de magnitude supérieure à 5. ^[39]Au Royaume-Uni (faible sismicité), par exemple, il a été calculé que les récurrences moyennes sont : un tremblement de terre de 3,7 à 4,6 chaque année, un tremblement de terre de 4,7 à 5,5 tous les 10 ans et un tremblement de terre de 5,6 ou plus tous les 100 ans. années. ^[40] Ceci est un exemple de la loi Gutenberg-Richter .

Le tremblement de terre et le tsunami de Messine ont coûté la vie à 200 000 personnes le 28 décembre 1908 en Sicile et en Calabre . ^[41]

Le nombre de stations sismiques est passé d’environ 350 en 1931 à plusieurs milliers aujourd’hui. En conséquence, beaucoup plus de tremblements de terre sont signalés que par le passé, mais cela est dû à la grande amélioration de l’instrumentation, plutôt qu’à une augmentation du nombre de tremblements de terre. Le United States Geological Survey estime que, depuis 1900, il y a eu en moyenne 18 tremblements de terre majeurs (magnitude 7,0 à 7,9) et un grand tremblement de terre (magnitude 8,0 ou plus) par an, et que cette moyenne a été relativement stable. ^[42] Ces dernières années, le nombre de tremblements de terre majeurs par an a diminué, bien qu’il s’agisse probablement d’une fluctuation statistique plutôt que d’une tendance systématique. ^[43]Des statistiques plus détaillées sur la taille et la fréquence des tremblements de terre sont disponibles auprès du United States Geological Survey (USGS). ^[44] Une augmentation récente du nombre de tremblements de terre majeurs a été notée, ce qui pourrait s’expliquer par un schéma cyclique de périodes d’activité tectonique intense, entrecoupées de périodes plus longues de faible intensité. Cependant, les enregistrements précis des tremblements de terre n’ont commencé qu’au début des années 1900, il est donc trop tôt pour affirmer catégoriquement que c’est le cas. ^[45]

La plupart des tremblements de terre du monde (90 % et 81 % des plus importants) se produisent dans la zone en forme de fer à cheval longue de 40 000 kilomètres (25 000 mi), appelée la ceinture sismique circum-Pacifique, connue sous le nom de Ceinture de feu du Pacifique . qui pour la plupart délimite la plaque du Pacifique . ^{[46] [47]} Des tremblements de terre massifs ont tendance à se produire également le long d’autres frontières de plaques, comme le long des montagnes himalayennes . ^[48]

Avec la croissance rapide de mégapoles telles que Mexico, Tokyo et Téhéran dans des zones à haut risque sismique , certains sismologues préviennent qu’un seul tremblement de terre peut coûter la vie à jusqu’à trois millions de personnes. ^[49]

Sismicité induite

Alors que la plupart des tremblements de terre sont causés par le mouvement des Plaques tectoniques de la Terre , l’activité humaine peut également produire des tremblements de terre. Les activités au-dessus et au-dessous du sol peuvent modifier les contraintes et les contraintes sur la croûte terrestre, notamment la construction de réservoirs, l’extraction de ressources telles que le charbon ou le pétrole et l’injection de fluides souterrains pour l’élimination des déchets ou la fracturation . ^[50] La plupart de ces tremblements de terre ont de petites magnitudes. On pense que le tremblement de terre de magnitude 5,7 de l’Oklahoma en 2011 a été causé par l’évacuation des eaux usées de la production de pétrole dans des puits d’injection , ^[51] et des études indiquent que l’industrie pétrolière de l’État est la cause d’autres tremblements de terre au cours du siècle dernier. ^[52] UnL’article de l’Université de Columbia a suggéré que le tremblement de terre de magnitude 8,0 du Sichuan en 2008 a été induit par le chargement du barrage de Zipingpu , ^[53] bien que le lien n’ait pas été prouvé de manière concluante. ^[54]

Mesurer et localiser les tremblements de terre

Les échelles instrumentales utilisées pour décrire la taille d’un tremblement de terre ont commencé avec l’ échelle de magnitude de Richter dans les années 1930. Il s’agit d’une mesure relativement simple de l’amplitude d’un événement, et son utilisation est devenue minime au 21e siècle. Les Ondes sismiques traversent l’ intérieur de la Terre et peuvent être enregistrées par des Sismomètres à de grandes distances. La magnitude des ondes de surface a été développée dans les années 1950 comme moyen de mesurer les tremblements de terre à distance et d’améliorer la précision des événements plus importants. L’ échelle de magnitude de moment mesure non seulement l’amplitude du choc mais prend également en compte le moment sismique(aire totale de rupture, glissement moyen de la faille et rigidité de la roche). L’ échelle d’intensité sismique de l’Agence météorologique japonaise , l’échelle Medvedev–Sponheuer–Karnik et l’ échelle d’intensité Mercalli sont basées sur les effets observés et sont liées à l’intensité des secousses.

Chaque tremblement produit différents types d’Ondes sismiques, qui traversent la roche à des vitesses différentes :

Ondes P longitudinales (ondes de choc ou de pression)
Ondes S transversales (les deux ondes corporelles)
Ondes de surface – ( Ondes de Rayleigh et Love )

La vitesse de propagation des Ondes sismiques à travers la roche solide varie d’env. 3 km/s (1,9 mi/s) jusqu’à 13 km/s (8,1 mi/s), selon la densité et l’ élasticité du milieu. A l’intérieur de la Terre, les ondes de choc ou P se propagent beaucoup plus rapidement que les ondes S (approx. relation 1.7:1). Les différences de temps de trajet entre l’ épicentre et l’observatoire sont une mesure de la distance et peuvent être utilisées pour imager à la fois les sources de tremblements de terre et les structures de la Terre. De plus, la profondeur de l’ hypocentre peut être calculée approximativement.

Dans la croûte supérieure, les ondes P se déplacent dans la plage de 2 à 3 km (1,2 à 1,9 mi) par seconde (ou moins) dans les sols et les sédiments non consolidés, augmentant à 3 à 6 km (1,9 à 3,7 mi) par seconde dans le solide. rocher. Dans la croûte inférieure, ils se déplacent à environ 6 à 7 km (3,7 à 4,3 mi) par seconde; la vitesse augmente dans le manteau profond à environ 13 km (8,1 mi) par seconde. La vitesse des ondes S varie de 2 à 3 km (1,2 à 1,9 mi) par seconde dans les sédiments légers et de 4 à 5 km (2,5 à 3,1 mi) par seconde dans la croûte terrestre jusqu’à 7 km (4,3 mi) par seconde dans le manteau profond. En conséquence, les premières vagues d’un tremblement de terre lointain arrivent à un observatoire via le manteau terrestre.

En moyenne, la distance en kilomètres jusqu’au tremblement de terre est le nombre de secondes entre les ondes P et S 8 . ^[55] De légères déviations sont causées par des inhomogénéités de la structure du sous-sol. Par une telle analyse des sismogrammes, le noyau terrestre a été localisé en 1913 par Beno Gutenberg .

Les ondes S et les ondes de surface qui arrivent plus tard font la plupart des dégâts par rapport aux ondes P. Les ondes P pressent et dilatent le matériau dans la même direction qu’elles se déplacent, tandis que les ondes S secouent le sol de haut en bas et d’avant en arrière. ^[56]

Les tremblements de terre ne sont pas seulement classés en fonction de leur magnitude, mais aussi en fonction du lieu où ils se produisent. Le monde est divisé en 754 régions Flinn – Engdahl (régions FE), qui sont basées sur des frontières politiques et géographiques ainsi que sur l’activité sismique. Les zones plus actives sont divisées en régions FE plus petites tandis que les zones moins actives appartiennent à des régions FE plus grandes.

La notification standard des tremblements de terre comprend sa magnitude , la date et l’heure de son apparition, les coordonnées géographiques de son épicentre , la profondeur de l’épicentre, la région géographique, les distances aux centres de population, l’incertitude de localisation, plusieurs paramètres qui sont inclus dans les rapports de tremblement de terre de l’USGS (nombre de stations rapportant , nombre d’observations, etc.), et un ID d’événement unique. ^[57]

Bien que des Ondes sismiques relativement lentes aient traditionnellement été utilisées pour détecter les tremblements de terre, les scientifiques ont réalisé en 2016 que les mesures gravitationnelles pouvaient fournir une détection instantanée des tremblements de terre, et l’ont confirmé en analysant les enregistrements gravitationnels associés au tremblement de terre de Tohoku-Oki (“Fukushima”) en 2011. ^{[58] [59]}

Effets des tremblements de terre

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Drapeau de l’Ulster

Jul 14, 2022

Reine femelle (glisser)

Jul 14, 2022

Trident (programme nucléaire britannique)

Jul 14, 2022

Gangwon, Corée du Sud

Jul 14, 2022

Gravure sur cuivre de 1755 représentant Lisbonne en ruines et en flammes après le tremblement de terre de Lisbonne de 1755 , qui a tué environ 60 000 personnes. Un tsunami submerge les navires dans le port.

Les effets des tremblements de terre comprennent, mais sans s’y limiter, les éléments suivants :

Secousse et rupture du sol

Bâtiments endommagés à Port-au-Prince , Haïti , janvier 2010.

Les secousses et les ruptures de terrain sont les principaux effets créés par les tremblements de terre, entraînant principalement des dommages plus ou moins graves aux bâtiments et autres structures rigides. La gravité des effets locaux dépend de la combinaison complexe de la magnitude du tremblement de terre , de la distance de l’ épicentre et des conditions géologiques et géomorphologiques locales, qui peuvent amplifier ou réduire la propagation des ondes . ^[60] L’ébranlement du sol est mesuré par l’accélération du sol .

Des caractéristiques géologiques, géomorphologiques et géostructurales locales spécifiques peuvent induire des niveaux élevés de secousses à la surface du sol, même à la suite de tremblements de terre de faible intensité. Cet effet est appelé site ou amplification locale. Elle est principalement due au transfert du mouvement sismique des sols profonds durs vers les sols superficiels mous et aux effets de focalisation de l’énergie sismique dus au cadre géométrique typique de tels dépôts.

La rupture de terrain est une rupture visible et un déplacement de la surface de la Terre le long de la trace de la faille, qui peut être de l’ordre de plusieurs mètres dans le cas de séismes majeurs. La rupture du sol est un risque majeur pour les grandes structures d’ingénierie telles que les barrages , les ponts et les centrales nucléaires et nécessite une cartographie minutieuse des défauts existants pour identifier ceux qui sont susceptibles de briser la surface du sol pendant la durée de vie de la structure. ^[61]

Liquéfaction du sol

La liquéfaction du sol se produit lorsque, à cause des secousses, un matériau granulaire saturé d’eau (comme le sable) perd temporairement sa résistance et se transforme d’un solide à un liquide. La liquéfaction du sol peut entraîner l’inclinaison ou l’enfoncement de structures rigides, telles que des bâtiments et des ponts, dans les dépôts liquéfiés. Par exemple, lors du tremblement de terre de 1964 en Alaska , la liquéfaction du sol a fait s’enfoncer de nombreux bâtiments dans le sol, pour finalement s’effondrer sur eux-mêmes. ^[62]

Impacts humains

Ruines de la tour Għajn Ħadid , qui s’est effondrée lors d’un tremblement de terre en 1856

Un tremblement de terre peut causer des blessures et des pertes de vie, des dommages aux routes et aux ponts, des dommages matériels généraux et l’ effondrement ou la déstabilisation (menant potentiellement à un effondrement futur) des bâtiments. Les conséquences peuvent entraîner la maladie, le manque de produits de première nécessité, des conséquences mentales telles que des attaques de panique, la dépression chez les survivants, ^[63] et des primes d’assurance plus élevées.

Glissements de terrain

Les tremblements de terre peuvent produire une instabilité des pentes conduisant à des glissements de terrain, un risque géologique majeur. Le danger de glissement de terrain peut persister pendant que le personnel d’urgence tente des opérations de sauvetage. ^[64]

Les feux

Incendies du tremblement de terre de 1906 à San Francisco

Les tremblements de terre peuvent provoquer des incendies en endommageant les conduites d’alimentation électrique ou de gaz. En cas de rupture des conduites d’eau et de perte de pression, il peut également devenir difficile d’arrêter la propagation d’un incendie une fois qu’il s’est déclaré. Par exemple, plus de décès lors du tremblement de terre de 1906 à San Francisco ont été causés par le feu que par le tremblement de terre lui-même. ^[65]

Tsunami

Le tsunami du tremblement de terre de l’ océan Indien de 2004

Les tsunamis sont des vagues marines de longue durée et de grande longueur d’onde produites par le mouvement soudain ou brusque de grands volumes d’eau, y compris lorsqu’un tremblement de terre se produit en mer . En pleine mer, la distance entre les crêtes des vagues peut dépasser 100 kilomètres (62 mi) et les périodes des vagues peuvent varier de cinq minutes à une heure. De tels tsunamis parcourent 600 à 800 kilomètres par heure (373 à 497 miles par heure), selon la profondeur de l’eau. De grosses vagues produites par un tremblement de terre ou un glissement de terrain sous-marin peuvent envahir les zones côtières voisines en quelques minutes. Les tsunamis peuvent également parcourir des milliers de kilomètres en haute mer et semer la destruction sur des côtes lointaines quelques heures après le tremblement de terre qui les a générés. ^[66]

Habituellement, les séismes de subduction de magnitude inférieure à 7,5 ne provoquent pas de tsunamis, bien que certains cas aient été enregistrés. La plupart des tsunamis destructeurs sont causés par des séismes de magnitude 7,5 ou plus. ^[66]

Inondations

Les inondations peuvent être des effets secondaires des tremblements de terre, si les barrages sont endommagés. Les tremblements de terre peuvent provoquer des glissements de terrain sur les rivières de barrage, qui s’effondrent et provoquent des inondations. ^[67]

Le terrain sous le lac Sarez au Tadjikistan est menacé d’inondation catastrophique si le barrage de glissement de terrain formé par le tremblement de terre, connu sous le nom de barrage d’Usoi , venait à échouer lors d’un futur tremblement de terre. Les projections d’impact suggèrent que l’inondation pourrait affecter environ 5 millions de personnes. ^[68]

Séismes majeurs

Tremblements de terre (M6.0+) depuis 1900 jusqu’en 2017 Tremblements de terre de magnitude 8,0 et plus de 1900 à 2018. Les volumes 3D apparents des bulles sont linéairement proportionnels à leurs décès respectifs. ^[69]

L’un des tremblements de terre les plus dévastateurs de l’histoire enregistrée a été le tremblement de terre de Shaanxi de 1556 , qui s’est produit le 23 janvier 1556 à Shaanxi , en Chine. Plus de 830 000 personnes sont mortes. ^[70] La plupart des maisons de la région étaient des yaodongs – des habitations creusées dans les collines de loess – et de nombreuses victimes ont été tuées lorsque ces structures se sont effondrées. Le tremblement de terre de Tangshan en 1976 , qui a tué entre 240 000 et 655 000 personnes, a été le plus meurtrier du XXe siècle. ^[71]

Le tremblement de terre chilien de 1960 est le plus grand tremblement de terre mesuré sur un sismographe, atteignant une magnitude de 9,5 le 22 mai 1960. ^{[36] [37]} Son épicentre était près de Cañete, au Chili. L’énergie libérée était environ le double de celle du tremblement de terre le plus puissant suivant, le tremblement de terre du Vendredi saint (27 mars 1964), qui était centré à Prince William Sound , en Alaska. ^{[72] [73]} Les dix plus grands tremblements de terre enregistrés ont tous été des tremblements de terre de mégathrust ; cependant, sur ces dix, seul le tremblement de terre de 2004 dans l’océan Indien est simultanément l’un des tremblements de terre les plus meurtriers de l’histoire.

Les tremblements de terre qui ont causé le plus de pertes en vies humaines, bien que puissants, ont été mortels en raison de leur proximité avec des zones densément peuplées ou avec l’océan, où les tremblements de terre créent souvent des tsunamis qui peuvent dévaster des communautés à des milliers de kilomètres. Les régions les plus à risque de pertes humaines importantes comprennent celles où les tremblements de terre sont relativement rares mais puissants, et les régions pauvres avec des codes de construction sismiques laxistes, non appliqués ou inexistants.

Prédiction

La prévision des tremblements de terre est une branche de la science de la sismologie concernée par la spécification de l’heure, de l’emplacement et de la magnitude des futurs tremblements de terre dans des limites établies. ^[74] De nombreuses méthodes ont été développées pour prédire l’heure et l’endroit où les tremblements de terre se produiront. Malgré les efforts de recherche considérables des sismologues , des prédictions scientifiquement reproductibles ne peuvent pas encore être faites à un jour ou à un mois précis. ^[75]

Prévision

Alors que la prévision est généralement considérée comme un type de prévision , la prévision des tremblements de terre est souvent différenciée de la prévision des tremblements de terre . La prévision des tremblements de terre concerne l’évaluation probabiliste du risque général de tremblement de terre, y compris la fréquence et l’ampleur des tremblements de terre destructeurs dans une zone donnée sur des années ou des décennies. ^[76] Pour les failles bien comprises, la probabilité qu’un segment puisse se rompre au cours des prochaines décennies peut être estimée. ^{[77] [78]}

Des systèmes d’alerte aux tremblements de terre ont été développés pour fournir une notification régionale d’un tremblement de terre en cours, mais avant que la surface du sol ne commence à bouger, permettant potentiellement aux personnes à portée du système de chercher un abri avant que l’impact du tremblement de terre ne se fasse sentir.

Préparation

L’objectif du génie parasismique est de prévoir l’impact des tremblements de terre sur les bâtiments et autres structures et de concevoir ces structures de manière à minimiser les risques de dommages. Les structures existantes peuvent être modifiées par rattrapage sismique pour améliorer leur résistance aux tremblements de terre. L’assurance tremblement de terre peut fournir aux propriétaires d’immeubles une protection financière contre les pertes résultant des tremblements de terre. Des stratégies de gestion des urgences peuvent être employées par un gouvernement ou une organisation pour atténuer les risques et se préparer aux conséquences.

L’intelligence artificielle peut aider à évaluer les bâtiments et à planifier des opérations de précaution : le système expert Igor fait partie d’un laboratoire mobile qui prend en charge les procédures menant à l’évaluation sismique des bâtiments en maçonnerie et à la planification des opérations de rénovation de ceux-ci. Il a été appliqué avec succès pour évaluer des bâtiments à Lisbonne , Rhodes , Naples . ^[79]

Les individus peuvent également prendre des mesures de préparation comme sécuriser les chauffe-eau et les objets lourds qui pourraient blesser quelqu’un, localiser les coupures pour les services publics et être informés de ce qu’il faut faire lorsque la secousse commence. Pour les zones proches de grandes étendues d’eau, la préparation aux tremblements de terre englobe la possibilité d’un tsunami causé par un séisme important.

Vues historiques

Une image d’un livre de 1557 illustrant un tremblement de terre en Italie au 4ème siècle avant notre ère

De la vie du philosophe grec Anaxagoras au 5ème siècle avant notre ère au 14ème siècle de notre ère, les tremblements de terre étaient généralement attribués à «l’air (vapeurs) dans les cavités de la Terre». ^[80] Thalès de Milet (625–547 avant notre ère) était la seule personne documentée qui croyait que les tremblements de terre étaient causés par la tension entre la terre et l’eau. ^[80] D’autres théories existaient, y compris les croyances du philosophe grec Anaxamines (585–526 avant notre ère) selon lesquelles de courts épisodes inclinés de sécheresse et d’humidité provoquaient une activité sismique. Le philosophe grec Démocrite (460-371 avant notre ère) a blâmé l’eau en général pour les tremblements de terre. ^[80] Pline l’Ancien a appelé les tremblements de terre “orages souterrains”. ^[80]

Des études récentes

Dans des études récentes, les géologues affirment que le réchauffement climatique est l’une des raisons de l’augmentation de l’activité sismique. Selon ces études, la fonte des glaciers et l’élévation du niveau de la mer perturbent l’équilibre des pressions sur les Plaques tectoniques terrestres, provoquant ainsi une augmentation de la fréquence et de l’intensité des tremblements de terre. ^{[81] [ meilleure source nécessaire ]}

Dans la culture

Mythologie et religion

Dans la mythologie nordique , les tremblements de terre étaient expliqués comme la lutte violente du dieu Loki . Lorsque Loki, dieu du mal et des conflits, a assassiné Baldr , dieu de la beauté et de la lumière, il a été puni en étant lié dans une grotte avec un serpent venimeux placé au-dessus de sa tête dégoulinant de venin. La femme de Loki, Sigyn , se tenait à ses côtés avec un bol pour attraper le poison, mais chaque fois qu’elle devait vider le bol, le poison coulait sur le visage de Loki, le forçant à secouer la tête et à se débattre contre ses liens, ce qui faisait trembler la terre. ^[82]

Dans la mythologie grecque , Poséidon était la cause et le dieu des tremblements de terre. Lorsqu’il était de mauvaise humeur, il frappait le sol avec un trident , provoquant des tremblements de terre et autres calamités. Il a également utilisé les tremblements de terre pour punir et infliger la peur aux gens en guise de vengeance. ^[83]

Dans la mythologie japonaise , Namazu (鯰) est un poisson- chat géant qui provoque des tremblements de terre. Namazu vit dans la boue sous la terre et est gardé par le dieu Kashima qui retient le poisson avec une pierre. Lorsque Kashima laisse tomber sa garde, Namazu se débat, provoquant de violents tremblements de terre. ^[84]

Dans la culture populaire

Dans la culture populaire moderne, la représentation des tremblements de terre est façonnée par le souvenir de grandes villes dévastées, comme Kobe en 1995 ou San Francisco en 1906 . ^[85] Les tremblements de terre fictifs ont tendance à frapper soudainement et sans avertissement. ^[85] Pour cette raison, les histoires de tremblements de terre commencent généralement par la catastrophe et se concentrent sur ses conséquences immédiates, comme dans Short Walk to Daylight (1972), The Ragged Edge (1968) ou Aftershock: Earthquake in New York (1999). ^[85] Un exemple notable est la nouvelle classique de Heinrich von Kleist, The Earthquake in Chile , qui décrit la destruction de Santiago en 1647.Le court métrage de fiction After the Quake de Haruki Murakami dépeint les conséquences du tremblement de terre de Kobe en 1995.

Le tremblement de terre le plus populaire dans la fiction est l’hypothétique “Big One” attendu un jour de la Faille de San Andreas en Californie , comme le montrent les romans Richter 10 (1996), Goodbye California (1977), 2012 (2009) et San Andreas (2015) parmi d’autres travaux. ^[85] La nouvelle largement anthologisée de Jacob M. Appel, A Comparative Seismology , présente un escroc qui convainc une femme âgée qu’un tremblement de terre apocalyptique est imminent. ^[86]

Les représentations contemporaines des tremblements de terre dans les films varient dans la manière dont elles reflètent les réactions psychologiques humaines au traumatisme réel qui peut être causé aux familles directement touchées et à leurs proches. ^[87] La recherche sur les interventions de santé mentale en cas de catastrophe met l’accent sur la nécessité d’être conscient des différents rôles de la perte de la famille et des membres clés de la communauté, de la perte de la maison et de l’environnement familier, de la perte des fournitures et des services essentiels pour maintenir la survie. ^{[88] [89]}En particulier pour les enfants, la disponibilité manifeste d’adultes soignants capables de les protéger, de les nourrir et de les vêtir après le tremblement de terre, et de les aider à donner un sens à ce qui leur est arrivé s’est avérée encore plus importante pour leur santé émotionnelle et physique. santé que le simple don de provisions. ^[90] Comme cela a été observé après d’autres catastrophes impliquant des destructions et des pertes de vie et leurs représentations médiatiques, récemment observées lors du tremblement de terre de 2010 en Haïti , il est également important de ne pas pathologiser les réactions à la perte et au déplacement ou à la perturbation de l’administration et des services gouvernementaux, mais plutôt pour valider ces réactions, pour soutenir la résolution constructive des problèmes et la réflexion sur la façon dont on pourrait améliorer les conditions des personnes touchées. ^[91]

Voir également

Portail des sciences de la Terre
Astérosismologie – Etude des oscillations dans les étoiles
Héliosismologie – Tremblement de soleil
Centre Sismologique Europe-Méditerranée
Séismes induits par injection
Consortium IRIS
Listes des tremblements de terre – Listes des tremblements de terre
Tremblement de Mars
Quake (phénomène naturel) – Secousse de surface sur les corps interstellaires en général
Sismite – Sédiment / structure secouée sismiquement
Société sismologique d’Amérique
Sismotectonique
Types de séismes – Article de la liste Wikipedia
Déplacement vertical

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Programme sur les risques sismiques de l’US Geological Survey
Moniteur sismique IRIS – Consortium IRIS
Open Directory – Tremblements de terre Archivé le 23/08/2007 à la Wayback Machine
La carte mondiale des tremblements de terre capture chaque grondement depuis 1898 – Mother Nature Network (MNN) (29 juin 2012)
Outil de formation NIEHS Earthquake Response Training : Se protéger lors d’une intervention en cas de tremblement de terre
CDC – Ressources de nettoyage et d’intervention en cas de tremblement de terre du NIOSH
Site Web de l’Office météorologique islandais Affiche l’activité sismique et volcanique actuelle en Islande. Anglais disponible.
Comment la friction évolue pendant un tremblement de terre – Caltech