Quelle est l’origine des tremblements de terre?

Lorsqu’un matériau rigide est soumis à des contraintes de cisaillement, il va d’abord se déformer de manière élastique, puis, lorsqu’il aura atteint sa limite d’élasticité, il va se r, en dégageant de façon instantanée toute l’énergie qu’il a accumulé durant la déformation élastique. C’est ce qui se passe lorsque la lithosphère est soumise à des contraintes. Sous l’effet des contraintes causées le plus souvent par le mouvement des plaques tectoniques, la lithosphère accumule l’énergie. Lorsqu’en certains endroits, la limite d’élasticité est atteinte, il se produit une ou des ruptures qui se traduisent par des failles. L’énergie brusquement dégagée le long de ces failles causent des séismes (tremblements de terre). Si les contraintes se poursuivent dans cette même région, l’énergie va à nouveau s’accumuler et la rupture conséquente se fera dans les plans de faille déjà existants. A cause des forces de friction entre les deux parois d’une faille, les déplacements le long de cette faille ne se font pas de manière continue et uniforme, mais par coups successifs, dégageant à chaque fois un séisme. Dans une région donnée, des séismes se produiront à plusieurs reprises le long d’une même faille, puisque cette dernière constitue un plan de faiblesse dans la lithosphère. A noter que les séismes ne se produisent que dans du matériel rigide. Par conséquent, les séismes se produiront toujours dans la lithosphère, jamais dans l’asthénosphère qui est plastique.

Lorsqu’un séisme est déclenché, un front d’ondes sismiques se propage dans la croûte terrestre. On nomme foyer le lieu dans le plan de faille où se produit réellement le séisme, alors que l’épicentre désigne le point à la surface terrestre à la verticale du foyer.

Comment mesure-t-on un tremblement de terre ?

Nous disposons de deux échelles pour évaluer les tremblements de terre: l’échelle de Mercalli et l’échelle de Richter. Aujourd’hui, nous n’utilisons que celle de Richter, mais les séismes du passé ne peuvent être évalués que selon celle de Mercalli.
L’échelle de Richter a été instaurée en 1935. Elle nous fournit ce qu’on appelle la magnitude d’un séisme, calculée à partir de la quantité d’énergie dégagée au foyer. Elle se mesure sur une échelle logarithmique ouverte; à ce jour, le plus fort séisme a atteint 9,5 sur l’échelle de Richter (Chili). Contrairement à l’échelle de Mercalli, il s’agit d’une valeur qu’on peut qualifier d’objective: il n’y a qu’une seule valeur pour un séisme donné. Aujourd’hui, on utilise un calcul modifié du calcul originel de Richter, en faisant intervenir la dimension du segment de faille le long duquel s’est produit le séisme.
Le graphique qui suit met en relation, la magnitude des séismes, sur échelle arithmétique, et l’énergie dégagée au foyer, sur échelle logarithmique; il présente aussi une comparaison entre quelques séismes les plus connus.

Cette courbe nous montre, qu’avec une progression arithmétique de la magnitude, l’énergie dégagée au foyer croît de manière exponentielle. En clair cela signifie qu’un séisme de magnitude 8, comme celui de Mexico en 1985 n’est pas 25% plus fort qu’un séisme de magnitude 6 comme celui de Saguenay en 1988, mais 1000 fois plus fort.

Tsunamis et raz de marée: les catastrophes consécutives aux séismes

Le tsunami (nom tiré du japonais) engendre un phénomène particulièrement destructeur consécutif à un mouvement du fond sous-marin généré par un séisme, une éruption volcanique ou un glissement de terrain. Il est en quelque sorte sournois parce qu’il peut survenir plusieurs heures après l’événement. Ce schéma illustre la nature d’un tsunami engendré par un soulèvement du fond marin causé par un séisme.

(A) Le soulèvement du fond marin engendre un gonflement de la masse d’eau. Ce gonflement donne lieu à une vague qui en surface de l’océan est à peine perceptible (de quelques centimètres à moins d’un mètre d’amplitude en général), mais qui s’enfle en eau peu profonde pour atteindre des amplitudes pouvant aller jusqu’à 30 m. La vitesse de propagation de ces vagues est de 500 à 800 km/heure en eau profonde (milliers de mètres), diminuant à quelques dizaines de km/heure en eau peu profonde (moins de 100 m). La périodicité des vagues est de l’ordre de 15 à 60 minutes. Ainsi, un tsunami initié par un mouvement du fond marin à la suite d’un séisme qui se sera produit à 1000 km des côtes viendra frapper ces dernières environ 2 heures plus tard. On peut aisément imaginer l’effet destructeur de telles vagues déferlantes sur les côtes habitées et les populations. Le phénomène de la vague déferlante qui balaie tout sur son passage est appelée raz de marée.
(B) A l’approche de la première vague de tsunami, il se produit d’abord un retrait de la mer (ce qui est de nature à attirer les curieux!).
(C) Vient ensuite la première vague.
(D) Celle-ci peut être suivie d’un second retrait, puis d’une autre vague, et ainsi de suite. On compte normalement quelques vagues seulement qui en général diminuent progressivement en amplitude.
Le 26 décembre 2004, l’île de Sumatra (Indonésie) a connu un des plus grands séismes jamais enregistrés (M = 9,0). Ce dernier a engendré un puissant tsunami qui s’est propagé dans tout le golfe du Bengale et dans l’océan indien, causant une destruction indescriptible. Vous trouverez un résumé de ce triste évènement en cliquant ici.
Le séisme qui vient d’avoir lieu au Japon a une force similaire. C’est pourquoi toute la zone autour du Japon (Pacifique, Mer du Japon) est en alerte tsunami. Dans la région de Sandai, les habitants se préparent à l’arrivée de plusieurs autres vagues.