29 notions-clefs : les séismes

Auteurs : Pascal Bernard(plus d'infos)
Résumé :
On ne peut pas ignorer la menace sismique. Mais on peut fort bien s’en protéger, en construisant de manière adaptée au risque : on ne va pas protéger Grenoble ou Nice comme San Francisco, car les séismes y sont moins nombreux et moins forts. Leur localisation, leur fréquence, leur magnitude: voilà ce que l’on doit connaître pour s’en protéger au minimum. Et nous voilà au coeur des questions posées depuis des siècles par les tremblements de terre : où, combien, comment… ? Chapitre issu de l'ouvrage "29 notions clefs pour savourer et faire savourer la science - primaire et collège", paru aux éditions Le Pommier en août 2009.
Publication : 8 Avril 2014
Copyright :
Publié avec l'aimable autorisation des éditions Le Pommier.

 

2003. Alors que je rédigeais les premières pages de ce chapitre, la petite cité de Bam, au sud-est de l’Iran, était anéantie par un séisme. La secousse s’est produite le 26 décembre à cinq heures du matin. Elle a duré à peine une dizaine de secondes, mais les vitesses maximales d’oscillation du sol, mesurées sur un sismomètre, dépassent un mêtre par seconde. La plupart des bâtiments, pour l’essentiel construits en adobe, s’effondrent. Bilan : vingt-six mille morts, plus des trois quarts de la population…
2008. Séisme du Sichuan, Chine. 90 000 morts. 5 millions de personnes sans abri. Coût estimé de la reconstruction: 150 milliards de dollars.
2009. Triste coïncidence: alors que j’écris les quelques mises à jour de ce texte pour sa nouvelle édition, la ville de L’Aquila, en Italie, est en ruines, sous le choc d’un violent séisme, survenu le 6 avril.

Lorsque vous lirez ces lignes, d’autres villes auront sans doute été frappées, ensevelissant encore des multitudes de vies. Tout le monde a entendu parler du risque à Los Angeles et Tokyo. Mais, plus près de nous, c’est Istanbul que l’on découvre sous une menace sismique particulièrement élevée, de même qu’Alger, Téhéran, Catane… En France, les villes à hauts risques sont aux Antilles, Fort-de-France et Pointe-à-Pitre. Les Antilles ont récemment senti passer le vent du boulet: en 2004, la Guadeloupe a eu de la chance, pour le séisme des Saintes, qui eut lieu loin en mer ; sur les failles plus proches de Pointe-à-Pitre, un tel séisme aurait été une catastrophe. La Martinique l’a aussi échappé belle, avec le grand séisme de 2007, dont la source était heureusement trop lointaine, à 150 km de profondeur, pour faire des destructions massives. L’hexagone métropolitain n’est pas à l’abri : les médias parlent de Nice, mais près de 15 % du territoire est menacé. Il suffit de regarder une carte de la sismicité historique de la France : plusieurs tremblements de terre destructeurs par siècle, qu’on a tôt fait d’oublier tant qu’ils ne touchent que de petites bourgades… Mais un jour ce sera une ville, avec ses dizaines de milliers d’habitations, ses hôpitaux, ses écoles, ou bien des bâtiments à hauts risques tels une centrale nucléaire ou un complexe d’usines chimiques de type Seveso.
On ne peut donc pas ignorer la menace sismique. Mais on peut fort bien s’en protéger, en construisant de manière adaptée au risque : on ne va pas protéger Grenoble ou Nice comme San Francisco, car les séismes y sont moins nombreux et moins forts. Leur localisation, leur fréquence, leur magnitude: voilà ce que l’on doit connaître pour s’en protéger au minimum. Et nous voilà au coeur des questions posées depuis des siècles par les tremblements de terre : où, combien, comment… ?


Carte de France de la sismicité Carte extraite du site http://www.sisfrance.net/ réalisé par le BRGM

La tectonique des plaques

Si vous regardez la carte des séismes du dernier mois de sismicité mondiale (elle se trouve facilement sur le Web à l’adresse http://www.emsc-csem.org/), les épicentres des quelques dizaines de séismes de magnitude supérieure à 5 semblent dispersés au hasard sur la planète. Mais si vous regardez la même carte sur une période bien plus longue – disons sur dix ans, voire depuis les années 1960, date de mise en oeuvre d’un grand réseau de surveillance sismologique à l’échelle du globe –, vous verrez les épicentres former de fines bandes dessinant les contours d’une mosaïque de blocs quasiment asismiques. Ces blocs, vous l’avez deviné, sont les plaques tectoniques, qui couvrent toute la surface de la Terre et dont la mobilité fut proposée au début du xxe siècle par le météorologue allemand Alfred Wegener et définitivement démontrée dans les années 1960. La forte sismicité de ces zones de frontières de plaques y trahit d’intenses déformations.

Depuis les années 1990, les réseaux d’antennes GPS (Global Positioning System ou « mesure radar par satellite »), en développement rapide, permettent de suivre en direct ce déplacement des plaques, au centimètre près, par l’analyse du temps de parcours des ondes électromagnétiques émises par une constellation de satellites. Le mouvement relatif des plaques étant de 1 à 20 cm par an, il suffit de quelques années de mesure aux géodésiens pour le connaître avec précision. Mais attention : cette géodésie n’est pas à la portée du GPS de votre voiture, qui vous placera au mieux à 5 m près !

La surface du globe est donc en mouvement permanent. Mais il ne faudrait pas en conclure, inspirés par les coulées de lave volcanique, que notre sol n’est qu’une fine coquille rocheuse flottant sur une boule de magma liquide. Car depuis plus d’un siècle, les mesures des ondes sismiques ayant traversé la Terre montrent clairement – nous verrons plus loin comment – que notre planète est pour l’essentiel solide, mis à part son « noyau » où une couche de fer liquide enveloppe une « graine » de fer solide. Les petites poches magmatiques superficielles des régions volcaniques font exception à ce caractère solide, mais elles représentent des volumes négligeables de la croûte terrestre. Mais alors, comment ces plaques rocheuses et rigides – on dit aussi « lithosphériques » –, épaisses de 100 à 200 kilomètres, peuvent-elles se déplacer sur les roches plus profondes et toujours solides du manteau terrestre?


Carte de la sismicité mondiale 1975-1995. Base de données USGS.

 


Carte mondiale des mouvements GPS. Base de données Nasa



C’est que ces roches, en profondeur, peuvent se déformer continûment, sans se rompre, comme le miel ou la guimauve : elles « fluent ». Car, bien que solides, elles sont rendues légèrement visqueuses par les températures élevées liées à leur radioactivité naturelle. Cette température gagne 30 °C par kilomètre, et les mineurs qui travaillent dans les galeries profondes en savent quelque chose ! Vers 10 ou 15 km de profondeur, on atteint 300 °C et certains minéraux comme le quartz se rapprochent alors assez de leur point de fusion pour fluer. Ce fluage des roches est bien sûr très lent, quasi imperceptible, mais sur de longues durées, il leur donne le comportement d’un fluide.

Préparez donc une soupe au potiron bien épaisse – ou tout autre liquide pâteux à souhait – dans une marmite. Réchauffez-la doucement à la base. Que se passe-t-il ? De lents tourbillons la mettent en mouvement : chauffée, sa base se dilate, devient moins dense et remonte donc sous l’effet de la poussée d’Archimède. Près de la surface, elle se refroidit à l’air, se densifie et donc replonge, constituant ainsi un cycle de montées et redescentes qui permet à la chaleur de s’évacuer à la surface. C’est la convection. Ce cycle, qui dure quelques secondes à l’échelle de la casserole, combien de temps dure-t-il à l’échelle de la planète, dans un solide rocheux notablement moins visqueux que la soupe ? Faites le compte : une dizaine de milliers de kilomètres à parcourir en boucle, une vitesse mesurée en surface de quelques centimètres par an – vous trouvez quelques centaines de millions d’années.
Si vous regardez de plus près l’écume refroidie de votre soupe en convection, vous verrez peut-être ces zones de remontée, où l’écume, encore peu épaisse, se forme et diverge, et ces zones de redescente, où ses composantes les plus légères viennent s’accumuler et s’épaissir tandis que les plus denses s’enfoncent avec le flot. Les premières figurent grossièrement ces lieux où les plaques s’écartent, ces rifts de notre planète où la croûte terrestre s’étire en s’amincissant et en se fracturant. Les secondes donnent l’image de la formation des montagnes et des régions de subduction où les plaques sont entraînées en profondeur.

Mais vous vous en doutez, ce n’est pas avec de la soupe au potiron que vous produirez des séismes. Changeons donc de recette.

Prenez maintenant un mélange de farine et de sucre (moitié-moitié, par exemple), qui représentera, bien mieux que la mousse de votre soupe, cette partie solide et cassante de la croûte terrestre de 10 à 20 km d’épaisseur. Étalez cette mixture en une couche de hauteur centimétrique sur deux feuilles de papier cartonné, l’une chevauchant l’autre sur sa bordure. Faites converger les deux feuilles, très lentement, afin de simuler le rapprochement de deux plaques entraînées par la convection profonde et son flot descendant. Vous produisez peu à peu une bosse près du contact des deux feuilles, avec une ou plusieurs brisures peu pentées émergeant à son pied. Ce relief est le résultat du glissement sur ces cassures – ou failles –, lui-même conséquence du rapprochement imposé des plaques. Toutes les grandes chaînes de montagne du globe ont été formées par le jeu de telles grandes failles, au contact de plaques en convergence rapide : Himalaya, Alpes, Andes, Caucase…

Que se passe-t-il lorsque les plaques s’écartent ? Refaites donc l’expérience avec votre mixture, cette fois en écartant les feuilles : des failles très raides apparaissent, découpant une vallée qui s’enfonce peu à peu – c’est ainsi que se fracturent les continents, en formant un rift. La croûte peut tellement s’amincir que les roches très chaudes du manteau qu’elle recouvre, décomprimées, se mettent à fondre en produisant du magma et du volcanisme. C’est la naissance d’une croûte océanique, basaltique. Mais c’est une autre histoire…

Enfin, amusez-vous à découvrir vous-même le fonctionnement de la faille de San Andreas, en Californie, ou celui de la faille nord-anatolienne, qui sépare la petite plaque anatolienne du bloc eurasien et longe le nord de la Turquie, sachant que les plaques qui les bordent ne se rapprochent ni ne s’écartent, mais glissent l’une contre l’autre le long de ces grandes failles…


Un mélange de sucre et de farine, représentant la croûte terrestre cassante, est déposé sur deux feuilles cartonnées, représentant deux plaques en mouvement relatif. En faisant glisser les feuilles de la manière indiquée par les flèches, on reproduit les trois types de faille actives aux frontières de plaque.

  • zone de cisaillement horizontal (colonne de gauche) : formation et jeu d’une faille verticale, comme la faille de San Andreas ou la faille nord-anatolienne ;
  • zone de convergence de plaques et de compression (colonne centrale) : formation et jeu de failles inclinées avec chevauchement, avec pour effet la formation de montagnes, comme les failles d’Algérie ou du Caucase ;
  • zone de divergence de plaques et d’extension (colonne de droite) : formation et jeu de failles inclinées avec pour effet l’ouverture d’un rift, comme celui de Corinthe en Grèce.

Les failles – ces brisures persistantes de la croûte terrestre que vous venez de reproduire avec votre mixture – marquent donc la frontière des plaques tectoniques. Parfois, elles forment une ligne droite très épurée ; parfois, au contraire, elles s’organisent en tressant des réseaux qui peuvent être larges de centaines de kilomètres. Elles sont à la fois la conséquence et le guide des mouvements relatifs entre ces plaques, qu’elles permettent d’accommoder au sein des roches cassantes de la croûte terrestre.
C’est aussi par le jeu de ces failles que se forme le relief de notre planète, dans les zones de rift ou de collision, marquant une lutte incessante entre une tectonique active, qui élève les montagnes et creuse les bassins, et l’érosion, non moins efficace, qui rabote les premières et comble les secondes…

La rupture des failles

Et les séismes dans cette histoire ? Cette recette sucre-farine ne semble pas plus adaptée à leur génération que la soupe au potiron. Erreur ! Regardez bien ce qui se passe dans le détail : bien que vous déplaciez vos feuilles cartonnées à vitesse constante, l’apparition des failles et leur glissement se produisent par à-coups : ce sont des séismes !

Dans la période tranquille entre deux éclats sismiques, que se passe-t-il dans ces petits blocs de croûte rocheuse bordés de failles bloquées ? Comprimées, étirées, ou cisaillées par les forces tectoniques, les roches résistent et se déforment élastiquement, tout comme une gomme que vous comprimez ou arquez entre vos doigts, reprenant leur forme originelle dès que les forces se relâchent. Mais les roches sont bien plus rigides que votre gomme : elles se déforment beaucoup moins, et vous ne le voyez pas. C’est ainsi que sous nos pieds, à notre insu, elles disposent d’une quantité d’énergie élastique emmagasinée colossale, croissant avec le temps et avec le mouvement régulier des plaques, et parfois toute prête à se relâcher. Imaginez-vous comme des fourmis sur un élastique que l’on tendrait lentement : vous l’avez deviné, le séisme, ce serait la rupture de cet élastique…
Dans un bloc rocheux intact, la première fracturation exige des contraintes colossales. Si vous serrez progressivement un cube de roche dans une presse puissante (vous pouvez essayer avec l’étau de votre établi sur un carreau de plâtre ou un morceau de tuile), il va se comprimer élastiquement, se raccourcissant, micromètre après micromètre, en proportion de la pression exercée. En même temps, il va enfler latéralement, et, lorsque la pression aura atteint quelques dizaines de millions de pascals – ou quelques centaines de fois la pression atmosphérique – clac ! une grande fracture va brutalement apparaître dans le sens de la compression, découpant le bloc en deux, accommodant par son ouverture le gonflement latéral.
Un séisme ? Pas vraiment. Car les séismes ont lieu à des kilomètres sous terre, dans des roches confinées par la pression des couches moins profondes. « Coincé » par les roches voisines, le cube de roche ne peut gonfler sous l’augmentation de la contrainte et la grande fracture longitudinale n’apparaît pas. Le cube résiste alors jusqu’à de bien plus fortes pressions, et finalement, crac ! une grande fracture apparaît brutalement. Mais cette fois-ci, cette fracture est oblique par rapport à la poussée et ne s’ouvre pas : les blocs de part et d’autre ne font que glisser très rapidement l’un contre l’autre. C’est un séisme. Mais un séisme un peu particulier, sur une faille toute « fraîche »…

Le glissement des blocs de chaque côté de la faille décomprime instantanément les roches. Mais la tectonique, poursuivant lentement sa compression, va remettre en charge le système en raccourcissant de nouveau le bloc. On devine que c’est sur la même faille, zone fragilisée du bloc, qu’aura lieu la prochaine rupture. On se doute aussi que celle-ci se produira pour des pressions nettement moins élevées, car les contacts entre les aspérités sur la surface de la nouvelle faille n’ont plus la résistance de la roche intacte.

Dans la croûte terrestre, la résistance moyenne des failles qui produisent les séismes est telle que juste avant la rupture, la déformation élastique atteint un rapport de 1 pour 100 000, voire de 1 pour 10 000. Ainsi, la compression d’un bloc rocheux de 10 km de long produit un raccourcissement de plusieurs dizaines de centimètres avant la rupture des failles qu’il contient – ce que la géodésie n’a aucun mal à détecter. Si vous considérez un bloc de 10 cm de côté, les mêmes contraintes et la même déformation sont atteintes pour quelques microns : n’espérez donc rien voir lorsque vous serrerez votre morceau de tuile dans son étau – sauf au moment de la rupture…


À l’origine d’un séisme, il y a donc la rupture brutale des aspérités qui bloquent une faille préexistante, suivie immédiatement du glissement rapide des blocs de part et d’autre. Vous pouvez dès lors déclencher vous-même votre séisme, sans étau ni effort démesuré.
Les séismes tectoniques sont donc liés à la résistance des aspérités des surfaces des failles : une faille bien plane et lubrifiée par des roches finement broyées, de l’argile ou de l’eau sous pression, ne saurait résister à ces contraintes et glisserait continûment, au rythme de la déformation. Quelques segments de failles naturelles fonctionnent effectivement ainsi, sans séisme notable : imaginez la même expérience avec un peu de miel tartiné sous la brique…
Prenez une brique et posez-la sur un sol dur : sa surface de contact avec le sol forme une petite faille très simple séparant deux blocs solides (le sol et la brique). C’est, du reste, aussi une faille particulièrement peu résistante, car en poussant ou en tirant un peu la brique, on la fait glisser facilement sur le sol – sauf si vous la cimentez… Mais faites l’expérience plus soigneusement. Pour mieux simuler la déformation élastique des roches qui transmettent à la faille les forces tectoniques, attachez un gros élastique à la brique, et allongez régulièrement ce dernier pour tirer la brique. Tout comme les plaques « tirent » sur les failles via la croûte terrestre… La brique ne glisse pas tout de suite : elle reste immobile, coincée par ses aspérités en contact avec le sol. Puis, lorsque la tension de l’élastique est suffisante, elle glisse d’un coup, relâchant l’élastique. La faille préexistante finit donc par « casser » et glisser : c’est un séisme.
La sismicité des failles est donc plus une question de frottement sur une surface fragile que de rupture proprement dite : chaque séisme ne produit, en gros, que quelques pourcent de faille fraîche et remet en jeu, pour le reste, une ou plusieurs failles préexistantes. Mais ces ruptures fraîches sont fondamentales, en ce sens qu’elles permettent à votre petite fracture de grandir. Car, à 10 km sous terre, cette dernière ne cesse d’être sollicitée par les déformations tectoniques : si vous essayez de promener votre brique comme un chien avec une laisse élastique, elle vous suivra, mais avec un mouvement saccadé, alternant blocages têtus et glissades rapides. Pour cette petite faille, c’est pareil, si ce n’est qu’à chaque rupture, de très fortes contraintes se concentrent à sa périphérie, fracturant à chaque fois un peu plus de roche intacte. Séisme après séisme, elle va donc s’agrandir, se connectant parfois aux failles voisines, ou les bloquant, pour atteindre, de millénaires en millions d’années, 10 m, 1 km, 100 km de long, participant de manière de plus en plus efficace à la découpe des frontières de plaques et accommodant au mieux les contraintes imposées par la convection profonde. Mais peut-être va-t-elle se figer, doublée par une faille plus active, ou bien épargnée des efforts tectoniques par un changement d’orientation ou de vigueur de la convection profonde. Elle va alors se cicatriser, par la cristallisation des minéraux de roches transportés par l’eau en son sein, et peut-être rejouer en coulissant dans un nouveau cycle tectonique favorable, des centaines de millions d’années plus tard.

 

Revenons à ces quelques secondes de la rupture. Comment diable un petit glissement qui a lieu à plusieurs kilomètres sous terre peut-il générer des destructions à des dizaines, voire des centaines de kilomètres de distance ?

Tout d’abord, ces glissements brusques sur les failles ne sont pas si petits que cela. Certes, sur une fracture métrique, ils n’atteignent pas le millimètre. Mais les séismes destructeurs sont liés à la rupture de failles bien plus grandes, parfois longues de centaines de kilomètres, qui coulissent d’un coup de plusieurs mètres. Ainsi, en 1999, le séisme d’Izmit, en Turquie, a-t-il rompu un segment de la faille nord-anatolienne, à l’est de la mer de Marmara, sur une longueur de 150 km. Rails tordus, routes et murets cisaillés, rangées d’arbres décalées : difficile de ne pas voir le passage de la faille en surface, avec sa dislocation moyenne de 5 m, le bloc nord décalé vers l’est, le bloc sud vers l’ouest… Et en 2008, le séisme de Chengdu, en Chine, a rompu une faille atteignant 200 km de long, avec un glissement moyen D de 5 m, accommodant le rapprochement inexorable entre la croûte terrestre tibétaine au nord-ouest et celle des plaines du Sichuan au sud-est.

En fait, on observe que le glissement sismique sur une faille est proportionnel à sa longueur, dans un rapport de 1 à 10 000 ou 100 000 (ci-contre). Ces chiffres devraient vous rappeler quelque chose : c’est précisément la valeur de la déformation limite accumulée autour de la faille, juste avant sa rupture. En somme, la déformation élastique des roches de la croûte qui s’accumule par la tectonique des plaques est tôt ou tard relâchée par le glissement sismique de la faille, qui produit en quelques secondes la déformation opposée. C’est le cycle sismique : des siècles, voire des millénaires de mise en charge élastique, pour quelques secondes de rupture et de glissement.


La loi d’échelle longueur-glissement
Les points (L, D) représentent les mesures de glissement moyen D sur une faille qui a cassé sur une longueur L lors d’un séisme. L est grosso modo proportionnel à D.