Sismologie

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Sismologie

La sismologie ou séismologie (ce dernier est un anglicisme de l'anglais seismology[1]), étudie les séismes (tremblements de terre) et plus généralement la propagation des ondes à l'intérieur de la Terre[2].

La sismologie moderne utilise les concepts de la m√©canique newtonienne appliqu√©s √† la connaissance de la Terre. Les principales disciplines sont la sismog√©n√®se, la sismotectonique, la sismologie de l'ing√©nieur[3], la sismologie globale, la sismique active et la sismologie spatiale. Cette liste n'est pas exhaustive. Il existe aussi des disciplines associ√©es o√Ļ la sismologie est importante comme par exemple la pal√©osismologie, la m√©canique des roches ou l'h√©liosismologie.

Sommaire

Histoire

Article connexe : Histoire de la g√©ologie.
Réplique du sismographe de Zhang Heng

Les tremblements de terre ont longtemps été considérés comme des messages divins.

Pour les Chinois, c'√©tait un signe que le Ciel (les dieux) d√©savouait la l√©gitimit√© de l'empereur. En raison de la signification politique qu'accordaient les Chinois aux s√©ismes et √† leur fr√©quence importante dans la r√©gion, tr√®s t√īt, ils not√®rent consciencieusement les diff√©rents tremblements de terre. L'un des premiers √† √™tre not√© est celui de -780 et le pire en perte de vies humaines est celui de 1556 dans la province de Shaanxi qui fit plus de 830 000 victimes[4]. Bien qu'ils n'√©tablirent aucune th√©orie sur l'origine naturelle des s√©ismes, c'est un Chinois, l'inventeur Zhang Heng, qui cr√©a le premier pseudo-sismographe en 132. Utilisant le principe du pendule, ce sismographe se pr√©sentait sous la forme d'un r√©cipient en bronze (d'environ deux m√®tres de diam√®tre), contenant un poids suspendu. Huit dragons √©taient dispos√©s tout autour du r√©cipient, avec dans la bouche de chacun une boule. Lorsqu'une onde sismique assez importante arrivait, le pendule oscillait dans un sens, ouvrait la bouche d'un dragon et se bloquait pour ne pas d√©clencher le m√©canisme pour un autre dragon. La boule √©tait r√©ceptionn√©e dans la bouche d'une grenouille, ainsi, il √©tait possible de d√©terminer la direction dans laquelle avait eu lieu le tremblement de terre, mais non sa distance ou son intensit√©.

D'apr√®s la religion grecque antique, c'√©tait Pos√©idon le responsable de tels √©v√®nements. Pourtant, cela n'emp√™chera pas des Grecs comme Thal√®s (VIe si√®cle av. J.‚ÄĎC.) et surtout Aristote (IVe si√®cle av. J.‚ÄĎC.), de penser que les s√©ismes ont une origine naturelle. Selon Thal√®s, ce sont des √©ruptions d'eau chaude qui sont la cause des tremblements de terre. Selon lui, les surfaces √©merg√©s flottent sur l'eau, et des √©ruptions d'eau chaude assez violentes peuvent faire bouger la terre. Pour sa part, Aristote √©tablit sa th√©orie pneumatique dans laquelle le pneuma (souffle) serait la cause des s√©ismes. Le pneuma est produit par la chaleur de la terre (dont l'origine est le feu int√©rieur) ou par les rayons du Soleil. Lorsque le pneuma est dirig√© vers l'ext√©rieur, il forme les vents. Mais lorsqu'il s'enfonce dans la terre et s'accumule, il produit des tremblements de terre. Par le r√īle fondamental des Ňďuvres d'Aristote dans les sciences du Moyen √āge, cette th√©orie restera une des principales pendant plusieurs si√®cles.

En Europe, à la Renaissance, l'origine naturelle est de plus en plus envisagée, plusieurs théories apparaissent. On peut citer celle de Pierre Gassendi qui, vers 1600, pensait que c'était des poches de gaz qui explosaient[5]. Ou celle de l'Abbé Pierre Bertholon de Saint-Lazare, qui, en 1779, y voyait un effet de l'électricité, lorsqu'elle s'accumulait dans le sol, provoquant un tonnerre souterrain. Ami de Benjamin Franklin et ayant travaillé sur l'électricité, il présenta un système utilisant des paratonnerres enfoncés dans la terre pour prévenir les séismes en empêchant les coups de tonnerre.

L'ampleur du tremblement de terre de Lisbonne de 1755 (magnitude estimée entre 8,6 et 9) provoque l'une des premières études scientifiques sur le sujet. Il faudra attendre 1854 pour avoir les bases de la théorie actuelle, avec la publication par Robert Mallet de la première carte sismique du monde.

Ce n'est qu'au d√©but du XXe si√®cle que l'√©tude approfondie des s√©ismes commence v√©ritablement, avec le recensement √† l'√©chelle de la plan√®te des tremblements de terre par Alexis Perrey et Fernand de Montessus de Ballore entre autres ou encore l'identification des diff√©rentes ondes sismiques par Richard 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

Sismogénèse

Sch√©ma d'une rupture sismique √† un instant donn√© :
1. Direction du Nord
2. √Čpicentre
3. Azimut de la faille
4. Pendage de la faille
5. Point de nucléation ou hypocentre
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 sismogénèse étudie les mécanismes provoquant les tremblements de terre. Cette discipline essaie de comprendre non seulement ce qui se passe lors d'un tremblement de terre sur la ou les failles impliquées, mais aussi tente d'appréhender (si elles sont appréhendables) les conditions associées au déclenchement (le terme technique est nucléation) d'un tremblement de terre dans le temps et dans l'espace.

Dans sa simplification la plus 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 de force dont un des deux plans nodaux correspond au plan de faille. L'orientation spatiale de ce double couple est appelé mécanisme au foyer. Ce dernier permet de savoir s'il s'agit d'une faille inverse, normale ou décrochante. La première étape 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 évènement (moins d'une heure pour les séismes majeurs).

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

La sismog√©n√®se utilise deux types de repr√©sentation de la source sismique qui tendent petit √† petit √† se rejoindre. L'approche cin√©matique repr√©sente le s√©isme √† partir de la diff√©rence de l'√©tat de la faille avant et apr√®s la rupture. La source sismique est alors d√©crite principalement par la vitesse (et ses variations) du glissement d'un point sur la faille (de l'ordre du m.s-1) lors du s√©isme et par la vitesse √† laquelle se propage la rupture sur cette m√™me faille (de l'ordre de quelques km.s-1). La seconde repr√©sentation est dynamique. Cette repr√©sentation part d'un √©tat initial de la faille qui est port√©e √† un √©tat critique o√Ļ la rupture commence (nucl√©ation). La rupture se d√©veloppe suivant des lois constitutives (par exemple la loi reliant la vitesse de glissement au frottement). La repr√©sentation dynamique a s√Ľrement plus de sens physique que la repr√©sentation cin√©matique mais est beaucoup plus complexe √† manipuler. On peut dans la plupart des cas d√©duire une repr√©sentation cin√©matique d'une repr√©sentation dynamique (le contraire n'est pas possible).

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

Carte de la sismicité mondiale depuis 1973. Source des données USGS-NEIC

Sismotectonique

La sismotectonique est la branche de la g√©ologie et de la g√©ophysique qui √©tudie les structures et les mouvements tectoniques gr√Ęce aux s√©ismes, ainsi que les rapports entre les s√©ismes et la tectonique. En effet, la distribution spatiale des tremblements de terre (sismicit√©) n'est pas al√©atoire. En regardant la sismicit√© √† l'√©chelle plan√©taire, la majeure partie des s√©ismes se situe aux fronti√®res des plaques tectoniques. La variation de la profondeur des hypocentres souligne la pr√©sence des zones de subduction.

Cette simple analyse √† l'√©chelle du globe peut √™tre effectu√©e √† toutes les √©chelles. √Ä l'aide de diff√©rentes stations sismiques r√©parties autour d'un s√©isme, il est possible de retrouver les param√®tres physiques d'un s√©isme, comme les coordonn√©es du s√©isme, sa profondeur (souvent difficile √† d√©terminer), et le m√©canisme au foyer du s√©isme ; ainsi on d√©termine le type de faille mise en jeu. √Ä partir de la simple analyse de sismogrammes ayant enregistr√© une secousse, il subsiste toujours un doute sur l'orientation de la faille principale, la distinction entre le plan de faille et le plan nodal (plan th√©orique orient√© perpendiculairement au plan de faille) ne pouvant √™tre obtenu que par la connaissance g√©ologique et/ou l'√©tude des r√©pliques du s√©isme principal. Les m√©canismes au foyer (param√®tres g√©om√©triques de la rupture) sont li√©s √† l'orientation et aux variations du champ de contrainte dans la cro√Ľte.

La localisation précise des séismes nécessite une connaissance assez détaillée des variations de la vitesse des ondes sismiques dans le sous-sol. Ces vitesses sont directement liées aux propriétés élastiques et physiques du milieu. En général, les variations de vitesse dans la Terre sont fonction de la profondeur. Ceci est la raison pour laquelle, en première analyse, le milieu dans lequel se propagent les ondes (milieu de propagation) est souvent assimilé à un milieu stratifié horizontal (empilement de couches horizontales, le terme technique est milieu monodimensionnel). Mais la prise en compte de 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 de tomographie dite passive (les sources sont naturelles).

Un s√©isme est toujours le t√©moignage de la pr√©sence d'une faille (si on exclut certaines sources tr√®s particuli√®res). Mais une faille ne produit pas toujours des s√©ismes. On parlera alors de faille inactive si celle-ci ne cause aucune d√©formation. En revanche une faille, ou un segment de faille, peut √™tre active mais ne g√©n√©rer aucun s√©isme (ou bien une sismicit√© diffuse de tr√®s faible magnitude). La faille est alors dite asismique. Le mouvement sur la faille se fait alors tr√®s lentement (quelques millim√®tres par an). Le terme technique est ¬ęcreeping¬Ľ (mot anglais signifiant litt√©ralement ¬ęrampement¬Ľ). Cette d√©formation ne peut √™tre mise en √©vidence que par des donn√©es g√©od√©siques (par exemple des mesures GPS ou des images InSAR). Ce m√™me type de donn√©es a permis de d√©tecter r√©cemment des glissements sur des failles ayant des dur√©es tr√®s longues (plusieurs semaines √† plusieurs mois). Ces √©v√©nements sont appel√©s ¬ęs√©ismes lents¬Ľ [6],[7].

La relation entre activit√© sismique et faille est importante pour la pr√©vision sismique. Dans une vision simplifi√©e, la d√©formation due √† la tectonique augmente les contraintes sur la faille. Arriv√© √† un certain seuil, une rupture se d√©clenche et la faille g√©n√®re un s√©isme rel√Ęchant les contraintes accumul√©es. La faille est alors pr√™te pour un nouveau cycle d'accumulation. Ainsi, sur un syst√®me de faille o√Ļ la charge en contrainte est homog√®ne, 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 s√©isme. Ce candidat est appel√© ¬ę gap ¬Ľ sismique[8],[9]. Cette simplification n'est pas souvent v√©rifi√©e car le champ de contrainte n'est pas homog√®ne et la g√©om√©trie des failles est complexe.

Aléa sismique

Carte de l'aléa sismique pour l'Europe du Nord. L'échelle des couleurs indique l'accélération du sol ayant 10% de chance d'être dépassée en 50 ans. Source GSHAP

L'analyse de l'al√©a sismique √©tudie l'occurrence des tremblements de terre et les mouvements forts du sol qui en d√©coulent. On distingue en g√©n√©ral deux approches distinctes : l'analyse probabiliste de l'al√©a sismique (en anglais PSHA pour Probabilistic Seismic Hazard Analysis) et l'approche d√©terministe[10]. Ces deux approches sont compl√©mentaires et sont souvent utilis√©es ensemble.

L'approche d√©terministe permet de faire des √©tudes de sc√©nario quand la plupart des param√®tres du probl√®me sont fix√©s. En pratique, elle permet de r√©pondre √† des demandes du type : ¬ę Quelles seraient les acc√©l√©rations du sol attendues √† Aix-en-Provence dans le cas d'un s√©isme de magnitude 6 sur la Faille de la Tr√©varese ? ¬Ľ. La r√©ponse √† cette question se base souvent sur les connaissances acquises gr√Ęce √† la sismicit√© historique. Si le sc√©nario est in√©dit et n'a pas de r√©ponse dans les bases de donn√©es, alors une simulation num√©rique du probl√®me est requise.

L'approche probabiliste fait intervenir la notion de temps et d'occurrence. Elle n√©cessite la connaissance de la variation du taux de sismicit√© sur le territoire. La demande typique est la suivante : ¬ę Quelles sont les chances de d√©passer une acc√©l√©ration du sol de 2 m.s-2 √† Aix-en-Provence dans les 50 prochaines ann√©es ? ¬Ľ. Cette approche permet aussi de r√©aliser une carte de l'al√©a sismique quand la question est l√©g√®rement modifi√©e : ¬ę Quelle est l'acc√©l√©ration du sol en ce point ayant 10% de chance d'√™tre d√©pass√© dans les 50 prochaines ann√©es ? ¬Ľ.

Il est n√©cessaire de faire la distinction entre l'al√©a sismique et le risque sismique. En effet le risque sismique est l'impact de l'al√©a sismique sur l'activit√© humaine en g√©n√©ral. Ainsi on parle d'un al√©a sismique √©lev√© pour une r√©gion ayant une activit√© sismique importante. Mais √† un al√©a sismique √©lev√© ne correspond pas forcement un risque sismique √©lev√© si la r√©gion est d√©serte et ne comporte pas de construction. En revanche m√™me une zone ayant une sismicit√© mod√©r√©e peut √™tre consid√©r√©e √† haut risque du fait de densit√© de la population, de l'importance du construit ou bien de la pr√©sence d'√©difices sensibles (centrales nucl√©aires, usines chimiques, d√©p√īts de carburants, ...).

Sismologie globale

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

Vitesse des ondes P et S du modèle PREM.
A : Vitesse (km.s-1). B : profondeur (km). 1 : cro√Ľte. 2 : interface noyau-manteau. 3 : manteau sup√©rieur. 4 : manteau inf√©rieur. 5 : noyau externe. 6 : noyau interne.

Les ondes de volume, primaires et secondaires (dites ondes P et ondes 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 à Richard Dixon Oldham de 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[11] 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, 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 ses modes propres. La Terre se met alors à sonner comme une cloche. Le son le plus bas émis par la terre a une période d'environ 53,83 min[12]. Ce son dure plusieurs jours avant de s'atténuer. La période des différents modes est directement reliée à la structure interne de la Terre. Le modèle de référence le plus utilisé jusqu'à présent s'appelle le PREM de l'anglais Preliminary Reference Earth Model[13]. Aujourd'hui plusieurs autres modèles très légèrement différents sont aussi utilisés.

Sismique d'exploration

Les avanc√©es de la sismique d'exploration sont intimement li√©es √† la prospection p√©troli√®re et √† la surveillance des gisements. Toutefois, les techniques d√©velopp√©es dans ce domaine sont aussi employ√©es pour la connaissance de la structure en g√©n√©ral de l'√©chelle du laboratoire jusqu'√† l'√©chelle de la cro√Ľte terrestre.

Souvent cette activité est appelée aussi sismique active car les sources utilisées sont le plus souvent artificielles (du coup de marteau à l'explosion nucléaire). La sismique d'exploration s'effectue de plus en plus avec des sources naturelles et/ou induites dans le cas des réservoirs.

Les configurations du dispositif source - r√©cepteur sont fondamentales dans ce domaine. Elles vont en effet d√©finir le type de donn√©es obtenu et donc le type de m√©thode √† employer et le type de r√©sultat attendu. La premi√®re distinction est la dimensionalit√© de l'acquisition. Elle peut √™tre 1D (une source et plusieurs capteurs align√©s ou le contraire), 2D (les sources et les r√©cepteurs sont contenus dans un plan en g√©n√©ral vertical), 3D et 4D (√©tude de la variation du probl√®me 3D dans le temps). Chaque passage de dimension implique une augmentation substantielle du co√Ľt de l'acquisition mais aussi le co√Ľt du traitement des donn√©es et de leur interpr√©tation.

L'autre caractéristique importante de la configuration est le type de déport (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'impédance du milieu. on parle de sismique 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 de sismique réfraction.

Ces deux concepts sont li√©s surtout √† la prospection en mer. Pour la sismique r√©flexion le bateau en progressant traine une ligne de capteurs appel√©e fl√Ľte tout en √©mettant de l'√©nergie (tirs) gr√Ęce √† des canons √† air. Dans le cas de la sismique r√©fraction, le capteur est fixe et le bateau s'en √©loigne en tirant. Ces acquisitions sont principalement 2D ou 3D dans le sens de multi 2D. De plus en plus de prospections m√©langent maintenant ces deux concepts en une seule acquisition (sismique r√©flexion √† grand angle). L'acquisition de donn√©es √† terre est beaucoup plus co√Ľteuse et les milieux sont en g√©n√©ral plus difficiles √† interpr√©ter.

Archéosismologie

Article d√©taill√© : Pal√©osismologie.

L'arch√©osismologie est l'√©tude des s√©ismes ayant eu lieu durant la pr√©histoire ou la protohistoire. Elle se base sur des √©tudes arch√©ologiques, en particulier la destruction de constructions humaines, ou sur la pr√©sence de failles. Elle permet d'avoir acc√®s √† des √©v√©nements extr√™mement rares, et donc extr√™mement violents : dans ces zones, l'√©nergie √©lastique emmagasin√©e n'est lib√©r√©e que tr√®s rarement, et donc avec une tr√®s grande ampleur.

Sismologie spatiale

Au premier plan, le sismomètre passif installé sur la Lune lors de la mission Apollo 16

La sismologie et ses outils ne sont plus confin√©s √† la plan√®te bleue depuis la fin des ann√©es 1960 gr√Ęce au programme Apollo. Lors de la mission Apollo 12, le premier sismom√®tre extra-terrestre est install√© sur la Lune le 19 novembre 1969. Lors de chacun des trois atterrissages suivant (Apollo 14, 15 et 16), un sismom√®tre est install√©. Ces instruments ont form√© le premier (et unique pour le moment) r√©seau sismologique extra-terrestre. L'exp√©rience prit fin le 30 septembre 1977.

Les sources sismiques enregistr√©es sur la lune sont de cinq types diff√©rents :

  • impacts de m√©t√©orites ;
  • impacts artificiels ;
  • sources thermiques tr√®s superficielles caus√©es par la variation journali√®re de temp√©rature en surface ;
  • s√©ismes superficiels haute fr√©quence dus au refroidissement thermique (magnitude observ√©e jusqu'√† 5.5[14] - nombre d'observations : 28) ;
  • s√©ismes profonds (appel√©s tremblement de Lune) (nombre : 3145) caus√©s par la mar√©e lunaire. Ils sont localis√©s entre 800 et 1200 km de profondeur.

L'analyse de ces donn√©es uniques a permis de d√©montrer que la structure de la Lune est diff√©renci√©e (existence d'une cro√Ľte, d'un manteau et d'un hypoth√©tique noyau). Les vitesses des ondes sismiques ont ajout√© des contraintes sur la composition chimique et min√©ralogique, compatible avec l'hypoth√®se d'une collision entre deux astres. Les enregistrements des tremblements de Lune durent tr√®s longtemps (jusqu'√† une heure). Cette caract√©ristique est expliqu√©e par la grande dispersion (grande h√©t√©rog√©n√©it√©) et par la faible att√©nuation dans la cro√Ľte lunaire.

Le programme Apollo ne fut pas le premier à tenter de mettre un sismomètre sur la Lune. Le programme Ranger tenta en 1962 de déposer un instrument avec les sondes Ranger 3 et 4. Malheureusement la première manqua la Lune et la seconde s'y écrasa. En ce qui concerne Mars, la sonde Viking installa avec succès un 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 16 novembre 1996.

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

Les futurs programmes spatiaux parlent de nouvelles mesures sismologiques sur la Lune, d'envoyer des sismom√®tres sur une com√®te (Sonde Rosetta pour un ¬ęacom√®tissage¬Ľ en 2016) et sur Mercure (mission BepiColombo en projet). Le premier sismom√®tre martien quant √† lui est attendu pour 2013 avec la mission ExoMars.

Les ondes sismiques

Articles d√©taill√©s : Onde sismique et Structure interne de la Terre.

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 la terre.

La mesure en sismologie

Article d√©taill√© : Mesure en sismologie.

La mesure en sismologie est fondamentale que ce soit pour l'√©tude de la propagation des ondes que pour l'√©tude des s√©ismes. En effet, l'√©tude d'un s√©isme passe par l'√©tude des processus en action sur la faille avant et pendant le s√©isme. Mais une observation directe de cet objet dans son ensemble n'est pas possible. La seule possibilit√© pour le moment est le forage mais c'est une solution tr√®s co√Ľteuse et elle ne permet qu'une observation ponctuelle du plan de faille. Il faut donc recourir √† des observations indirectes, la premi√®re √©tant les ondes g√©n√©r√©es par les s√©ismes. Ces derni√®res peuvent √™tre en effet enregistr√©es m√™me √† l'autre bout de la Terre en cas de magnitudes importantes. Ces ondes √† leur passage font bouger le sol. C'est ce mouvement qui est enregistr√© gr√Ęce √† des capteurs appel√©s sismom√®tres.

Sismologues réputés et leurs contributions

  • En 1893, le lien entre s√©isme et faille est mis en √©vidence par Bunjiro Koto.
  • En 1902, Giuseppe Mercalli cr√©e une √©chelle d'intensit√© qui sera la r√©f√©rence jusqu'√† l'introduction du concept de magnitude.
  • En 1906, Richard Dixon Oldham d√©duit que le noyau de la Terre est liquide.
  • En 1909, Andrija Mohorovińćińá d√©couvre une discontinuit√© sismique √† la base de la cro√Ľte terrestre : cette discontinuit√© porte, en son honneur, le nom de Moho.
  • Dans la premi√®re moiti√© du XXe si√®cle, Beno Gutenberg, outre ces c√©l√®bres travaux sur la magnitude, remarque que le nombre des s√©ismes √† l'√©chelle globale suit une loi.
  • En 1935, Charles Francis Richter met au point une √©chelle fond√©e sur la magnitude (l'√©nergie lib√©r√©e) de la secousse, et non sur son intensit√© (les effets ressentis ou observ√©s). L'utilisation syst√©matique de cette √©chelle, notamment par les journalistes, fait de Richter le seul sismologue largement connu du grand public.
  • En 1936, la pr√©sence d'une graine solide dans le noyau de la Terre est d√©couverte par Inge Lehmann.
  • En 1966, Keiiti Aki a introduit le moment sismique.
  • En 1977, Hiroo Kanamori propose une magnitude Mw bas√©e sur le moment sismique.

Notes et références

  1. ‚ÜĎ Charles Davison, dans un article de 1924 (Notes on some seismological terms, Bull. Seism. Soc. Am., 14, 26-37), attribue la cr√©ation ou du moins la premi√®re citation √©crite de ce terme √† Robert Mallet, dans la troisi√®me √©dition de Admiralty Manual (1859).
  2. ‚ÜĎ Une d√©finition unique de la sismologie en tant que discipline n'existe pas. √Ä titre d'exemple, voici deux visions de la sismologie en anglais l'une publi√©e dans Nature √† l'occasion d'une critique de la revue Journal of Seismology et l'autre sur le site de l'une des plus importantes associations dans ce domaine : la Seismological Society of America.
  3. ‚ÜĎ √† ne pas confondre avec le g√©nie parasismique. En anglais, ces deux termes correspondent respectivement √† engineering seismology et √† earthquake engineering.
  4. ‚ÜĎ Alexander E. Gates et David Ritchie, Encyclopedia Of Earthquakes and Volcanoes, Facts On File, Inc., 2007 (ISBN 0-8160-6302-8), ¬ę Appendix D - The Deadliest Earthquakes ¬Ľ, p. 317 
  5. ‚ÜĎ au passage, cette th√©orie expliquait √©galement le principe des volcans.
  6. ‚ÜĎ Hirose, H., K. Hirahara, F. Kimata, N. Fujii, et S. Miyazaki (1999). A slow thrust slip event following the two 1996 hyuganada earthquakes beneath the Bungo Channel, southwest Japan, Geophys. Res. Lett., 26, 3237‚Äď3240.
  7. ‚ÜĎ Dragert, H., K. Wang, et T. S. James (2001). A silent slip event on the deeper Cascadia subduction interface, Science, 292, 1525‚Äď1528.
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Voir aussi

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Articles connexes

Bibliographie

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 pages (ISBN 2-86883-629-1) ;
  • Raoul Madariaga et Guy Perrier (1998). Les tremblements de terre, CNRS Editions, 210 pages. (ISBN 2-87682-049-8) ;
  • Jean-Paul Montagner (1997). Sismologie : la musique de terre, Hachette, 160 pages (ISBN 2-01-145225-2) ;
  • (en) Keiiti Aki et Paul G. Richard, Quantitative seismology 2nd Edition, University Science Books, Sausalito - Californie, 2002 (ISBN 0-935702-96-2) ;
  • (en) Bruce Bolt, Earthquakes, Fifth Edition, W. H. Freeman, 2003 (ISBN 0-7167-5618-8) ;
  • (en) Steven L. Kramer, Geotechnical earthquake engineering, Prentice Hall, 1995 (ISBN 0-13-374943-6) ;
  • (en) Thorne Lay et Terry C. Wallace, Modern global seismology, Academic Press, San Diego - Californie, 1995 (ISBN 0-12-732870-X) ;
  • (en) Christopher H. Scholz, The mechanics of earthquake and faulting 2nd Edition, Cambridge University Press, Cambridge, 2002 (ISBN 0-521-65540-4) ;
  • (en) √Ėz Yilmaz, Seismic data analysis 2nd Edition (2 vol.), Society of Exploration Geophysicists, Tulsa - Oklahoma, 2001.

Liens externes

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