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Sismologie et structure de la Terre

1 Les séismes

Les tremblement de terre ou séismes sont sans doute l'une des manifestations les plus frappantes de la vie de la Terre par les catastrophes qu'ils causent ainsi que par leur totale imprévisibilité jusqu'à présent. L'étude des séismes s'appelle sismologie. Les tremblements de terre sont l'un des modes indirects de dissipation de l'énergie interne de la Terre.

Un séisme résulte d'un ébranlement brutal du sol provoqué par le déplacement des plaques tectoniques. L'énergie s'accumule tant qu'il y a un obstacle au déplacement des plaques ; puis elle est relâchée tout à coup lorsque les roches cèdent à la pression exercées sur elles. Le dégagement d'énergie est alors immense; il faut imaginer une quantité d'énergie capable de déplacer des morceaux de continents de millions de kilomètres carrés, accumulée pendant des années en un point.

2 La sismologie

2.1 Quelques définitions

  • le foyer (ou hypocentre) est le point où se produit précisément la rupture, où débute le mouvement et où se libère l'énergie
  • l'épicentre est le point situé en surface à la verticale du foyer. La secousse y est donc maximale
  • un séisme est dit profond si le foyer se situe au-delà de 300 km et superficiel s'il se situe à moins de 60 km. Il est intermédiaire entre ces deux profondeurs
  • l'intensité d'un séisme n'est pas une mesure scientifique ; elle se détermine à partir de l'observation des conséquences d'un séisme sur une échelle de degrés d'intensité (échelle Mercalli ou échelle MSK) ; l'intensité est donc fonction de la distance de l'épicentre puisque la secousse est ressentie la plus forte à l'épicentre
  • la magnitude est une mesure scientifique de l'énergie libérée par un séisme. Un séisme n'a qu'une magnitude mesurée sur l'échelle de Richter. La magnitude dépend de la violence de la secousse initiale ainsi que de la profondeur du foyer : les séismes superficiels sont les plus dangereux
  • des phénomènes prémonitoires (petits tremblements) précèdent un séisme tandis que les répliques, qui se succèdent durant plusieurs mois, sont des secousses qui suivent le séisme
  • les tsunamis sont des vagues géantes (raz de marée) provoquées par les séismes sous marins (entre autres raisons)

2.2 Répartition des séismes sur Terre

L'énergie libérée par l'ensemble des séismes équivaut à un millième du flux de chaleur interne, ce qui est relativement faible. Cependant, l'étude des séismes est d'une importance capitale pour la géologie.

La géographie des séismes permet de faire ressortir quelques grandes zones fréquemment touchées. Trois zones sont particulièrement sensibles :

  • une bande relativement étroite de régions qui s'étend de la Méditerranée à l'Indonésie en passant par les Proche et Moyen Orient, l'Himalaya et la Birmanie
  • une ceinture entourant le Pacifique le long de la Cordillère des Andes, de la Sierra Madre au Mexique, de la Californie, de l'Alaska, du Japon, de la Chine Orientale, des îles du Sud-Est asiatique et de la Nouvelle-Zélande
  • les centres des océans où se situent les dorsales médio-océaniques

Répartition des séismes sur Terre
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Comparer avec la carte des plaques tectoniques.

Des indices de sismicité ont été attribués aux différentes régions frappées par les séismes en fonction du nombre de séismes par an sur une superficie donnée. On peut ainsi comparer l'activité des différentes zones sismiques. On constate que la zone circumpacifique arrive en tête avec des indices de l'ordre de 200 à 400 séismes par an par 100 000 km² au Japon, au Chili ou en Nouvelle Zélande. Ensuite, vient la zone méditerranéenne avec l'Italie (75 séismes par an par 100 000 km²) puis la Grèce.

En étudiant la carte de ces indices et notamment en regardant de plus près les régions non touchées par les tremblements de terre, on constate que ce sont les régions aux formations géologiques les plus anciennes tandis que les formations récentes (massifs montagneux tertiaires, régions volcaniques…) sont les plus touchées. Ceci tend à confirmer la théorie de la tectonique des plaques : les séismes résultent des mouvements des plaques tectoniques, ils sont ressentis là où les secousses sont brutales, c'est-à-dire en bordure des plaques. Les séismes ont lieu sur des zones de subduction ou de collision qui voient des plaques tectoniques se chevaucher ou s'opposer, ainsi que sur les dorsales médio-océaniques qui voient des plaques tectoniques s'écarter. De nombreux séismes sont également enregistrés près des zones volcaniques : ils résultent des mouvements du magma sous la surface.

2.3 Enregistrement et prévision des séismes

L'enregistrement des séismes se fait grâce à un appareil appelé sismomètre. Celui-ci est constitué d'un pendule (on peut imaginer cela comme un corps lourd pendu par un fil à son support et pouvant se balancer) à forte inertie relié à un support solidaire du sol et donc de ses mouvements. Lors d'un séisme, le support se déplace avec le sol tandis que le pendule à tendance à rester immobile du fait de son inertie. Le mouvement relatif entre le support et le pendule est enregistré grâce à une mine fixé sur le pendule qui " décrit " les vibrations sur un rouleau enregistreur (rouleau couvert d'une feuille de papier appelée sismographe). Le rouleau tourne très lentement, marquant ainsi le temps. En l'absence de séisme, le sismographe se présente comme une série de lignes parallèles. Ces lignes peuvent présenter quelques irrégularités qui indiquent le bruit de fond de l'activité tellurique. Lors du passage d'un séisme, ces lignes présentent de fortes irrégularités en forme d'ondes.

Le séisme est l'un des phénomènes les plus terrifiants pour les habitants des zones concernées par sa totale imprévisibilité. En effet, le séisme est l'un des tous derniers phénomènes affectant la vie humaine que l'Homme ne sait toujours pas prévoir. La sismologie sait déterminer les zones à risque sismique important mais elle ne peut pas, à ce jour, prévoir le lieu, le jour et la force d'un séisme.

Bien des méthodes, plus ou moins empiriques, ont cru pouvoir annoncer des séismes mais elle relèvent plus de la prédiction que de la prévision. L'étude des signes prémonitoires des séismes est l'une d'entre-elles. On peut citer :

  • une activité, enregistrée par les sismomètres, un peu plus marquée que normalement, un peu plus forte que les petites vibrations habituelles appelées bruit de fond
  • de légères déformation de la surface du sol détectées par les inclinomètres
  • une variation du niveau d'eau des puits et du débit d'eau des sources
  • une inquiétude perceptible chez les animaux qui tentent de sortir et de s'échapper des lieux clos

Les Grecs, semble-il, sont parvenus à prévoir des séismes en se fondant sur une méthode appelée VAN du nom de ses inventeurs (Varotsos, Alexopoulos et Nomicos). Les impulsions électriques qui se propagent dans le sol sont captées par de grosses électrodes réparties sur le territoire d'une région. Il semblerait que les séismes soient précédés d'un signal dit électrosismique enregistrable par ces électrodes. Cette méthode permit plusieurs fois de détecter des séismes en Grèce.

La République Populaire de Chine a aussi annoncé en 1974 avoir réussi à prévoir un séisme. Mais en 1976, personne n'a annoncé le tremblement de terre le plus meurtrier de l'Histoire à Tang Shan qui fit 600 000 victimes.

La prévision des séismes n'est donc toujours pas possible et relève plus de la prédiction que de la sismologie. Faute de pouvoir prévoir, il faut donc prévenir les risques dus aux séismes. Là, la science a bien progressé en accord avec les pouvoirs publics. Les constructions antisismiques sont désormais obligatoires dans les zones à fort risque et ont montré qu'elles étaient susceptibles d'épargner des vies même si elles ne peuvent pas réduire totalement les risques. D'autre part, la construction de bâtiments sur les zones à risques est devenue réglementée dans les pays les plus développés.

3 Séismes et structure de la Terre : étude des sismographes

3.1 Les différents types d'ondes

L'étude des sismographes de tremblement de terre révèle des informations fondamentales pour l'étude de la structure de la Terre. Tout d'abord, il faut savoir qu'un sismomètre enregistre plusieurs types d'ondes différents qui lui parviennent sous forme de trains d'ondes à des intervalles séparés par des espaces non perturbés. En étudiant la propagation des ondes dans les milieux connus, nous pouvons déterminer qu'un séisme est constitué de trois types différents d'ondes :

  • des ondes de compression qui déplacent les particules dans la direction de leur progression (mouvement d'aller-retour)
  • des ondes de cisaillement qui déplacent les particules dans une direction perpendiculaire à leur progression (si l'onde se déplace horizontalement, mouvement vertical ou mouvement horizontal perpendiculaire au déplacement)
  • des ondes de surface au mouvement très complexe

Chacun de ces types d'ondes possède des propriétés caractéristiques dont la connaissance va permettre de tirer des conclusions quant à l'intérieur de la planète.

3.2 Caractéristiques des ondes

La vitesse des différents types d'ondes constitue un premier élément. En effet, chaque type d'onde se propage à une vitesse qui lui est propre.

  • Les ondes de compression sont les plus rapides: pour cela, elles sont connues sous le nom d'ondes P (premières) ; leur vitesse est fonction croissante de la distance parcourue (plus l'on se situe loin du foyer d'émission de l'onde, plus la vitesse à laquelle l'onde a parcouru la distance nécessaire à nous atteindre sera grande).
  • Les ondes de cisaillement arrivent ensuite : elles sont ainsi connues sous le nom d'ondes S (secondes) ; leur vitesse est également fonction croissante de la distance parcourue quoiqu'elles soient moins rapides que les ondes P ; le rapport de la vitesse des ondes P par rapport à la vitesse des ondes S est d'environ 1, 7. Grâce à cette première information concrète, nous pouvons facilement connaître la distance du foyer d'un séisme en calculant l'écart de temps entre la réception des ondes P et celle des ondes S; de plus, en ayant trois stations réceptrices situées en trois endroits suffisamment espacés, nous pouvons déterminer la position exacte du foyer et de l'épicentre d'un séisme.
  • Les ondes de surface ou ondes L se propagent, elles, à vitesse constante.

Nous avons vu que les ondes P et les ondes S ont une vitesse croissante ave la distance parcourue. Nous avons vu également que les ondes L ont une vitesse constante. Nous savons d'autre part (grâce à des expériences antérieures) que la vitesse d'une onde quelconque est fonction de la nature et de la densité du milieu dans lequel elle se propage. Nous pouvons donc en conclure que les ondes L ont voyagé dans un milieu unique et possédant les mêmes caractéristiques entre le lieu de naissance de ces ondes et le lieu de leur réception. Il s'agit en effet d'ondes de surface. En revanche, nous prouvons ainsi que les ondes P et les ondes S ont changé de milieu une ou plusieurs fois. Comme la Terre est sphérique, nous concluons que ces ondes ont rencontré en profondeur un ou plusieurs milieux différents. Leur vitesse étant croissante en fonction la distance parcourue, nous déterminons que ces ondes ont voyagé dans un milieu sans doute plus dense et tout au moins très différent de celui dans lequel les ondes L se propagent (la surface).

3.3 La propagation des ondes sismiques

Nous pouvons maintenant étudier la propagation même des ondes dans les milieux qu'elles traversent. Lorsqu'une onde P ou une onde S rencontrent une discontinuité (un changement de milieu), elles peuvent donner naissance à quatre ondes : deux ondes P - une réfléchie et une réfractée - et deux ondes S - une réfléchie et une réfractée -. Cependant comme la plus grande partie de l'énergie transportée par l'onde incidente (celle qui arrive) est transmise aux ondes - réfléchie et réfractée - du même type, il y a parfois disparition d'une ou deux des ondes résultantes. Néanmoins, ceci montre la complexité de l'étude d'un sismographe qui a enregistré toutes ces ondes. Et ceci montre aussi la quantité d'information disponible grâce à ces ondes sismiques.

Sous la surface de la Terre, le milieu de propagation des ondes n'est pas homogène : sa densité augmente. Ceci explique le déplacement des ondes car à chaque changement de milieu, il y une petite modification de la trajectoire des ondes selon les lois de Descartes.

  • l'angle de réflexion (i2) que dessine l'onde réfléchie par rapport à une " verticale " est égal à l'angle d'incidence (i1) que dessine l'onde d'arrivée par rapport à cette même " verticale ", i1 = i2
  • l'angle de réfraction (r) que dessine l'onde réfractée par rapport à une " verticale " n'est pas égal à l'angle d'incidence (i) que dessine l'onde d'arrivée par rapport à cette même " verticale ", il suit la loi : n1 x sin(i) = n2 x sin(r) où n1 et n2 sont les indices de réfraction des différents milieux, indices qui sont fortement liés à la densité des milieux

Ainsi, la progression de l'onde réfractée dans des milieux de densité croissante se fait, approximativement, sous la forme d'une courbe et il arrive un moment où, lorsque la trajectoire de l'onde est devenue presque parallèle à la ligne de changement de milieu (c'est-à-dire, pour simplifier, lorsque la trajectoire de l'onde, à la suite des diverses réfractions, est devenue presque horizontale), il y a réflexion totale : l'onde est intégralement réfléchie et repart vers la surface de la Terre.

C'est ainsi que les sismomètres enregistrent les ondes P et S qui reviennent à la surface après avoir été réfléchies totalement et avoir traversé des milieux plus denses où leur vitesse était plus rapide qu'à la surface. De ce fait, il est possible de déterminer les densités des milieux traversés ainsi que les discontinuité entre les milieux de différente nature.

D'autre part, on a pu constater grâce à des expériences que les ondes P se propagent dans tous les milieux tandis que les ondes S ne se propagent que dans les milieux solides. Or, les sismomètres situés suffisamment loin du foyer d'un séisme enregistrent les ondes P si elles parviennent jusqu'à eux mais n'enregistrent jamais d'ondes S. Nous pouvons en conclure qu'il existe, suffisamment en profondeur pour ne pas affecter les ondes S à proximité du foyer, un milieu qui se comporte comme un liquide.

4 Séismes et structure de la Terre : conclusions

Il est assez difficile de détailler la suite du raisonnement obtenu grâce à l'étude des sismographes. Nous allons donc immédiatement voir les conclusions tirées de cette étude quant à la structure de la Terre.

La Terre est constituée d'enveloppes sphériques. Nous avons vu plus haut qu'au-dessus de la surface de la Terre existent plusieurs enveloppes. L'atmosphère en est une : c'est l'enveloppe gazeuse de la Terre, elle est la moins dense, elle se situe à l'extrême périphérie de l'ensemble d'enveloppes qui constitue la Terre ; elle est elle-même constituée de plusieurs couches superposées de natures différentes (dont la célèbre couche d'ozone constituée de molécules de tri-oxygène). Sous l'atmosphère se trouve une couche plus dense constituée d'eau : océans, glaciers, rivières et lacs. Puis nous abordons le solide avec la croûte terrestre (les continents et le plancher des océans par exemple) dont nous avons vu qu'elle contenait une grande proportion d'oxygène allié à des éléments comme le silicium ou l'aluminium.

Les séismes nous permettent de savoir qu'il existe, vers 30 km de profondeur, une première discontinuité dans l'élément solide de la Terre, appelée discontinuité de Mohorovicic ou Moho, au-delà de laquelle la composition du milieu est très nettement différente : nous passons des basaltes de la croûte terrestre dans des péridots et nous entrons ainsi dans une nouvelle enveloppe appelée manteau terrestre. Jusqu'à 80 à 100 km de profondeur, la vitesse des ondes reste élevée. L'ensemble " croûte terrestre solide et cette enveloppe solide appartenant au manteau " est appelé lithosphère.

Juste au-dessous et jusqu'à 230 km de profondeur environ, se trouve une région où les ondes se déplacent moins rapidement : il s'agit d'un milieu plus fluide dû à la fusion partielle des matériaux qui le composent, ce milieu est connu sous le nom d'asthénosphère. C'est sur l'asthénosphère fluide que la lithosphère solide " glisse ", provoquant ainsi les séismes.

Le manteau terrestre est très hétérogène, à la fois verticalement - il comporte plusieurs enveloppes de densité, de propriétés et de nature très différentes - et horizontalement puisque des couches comme l'asthénosphère ou la lithosphère ont des épaisseurs très variables selon le lieu où nous nous trouvons (continents, océans, montagnes, dorsales océaniques…) et se déplacent l'une par rapport à l'autre.

Le manteau terrestre se prolonge (densité 5) jusqu'à 2900 km de profondeur. Là, les ondes rencontrent une nouvelle discontinuité appelée discontinuité de Gutenberg. Au-delà de cette limite, les ondes P subissent un fort ralentissement tandis que les ondes S disparaissent totalement. Nous comprenons ainsi que nous entrons dans un milieu qui possède les propriétés d'un liquide. Il s'agit du noyau externe qui est constitué d'éléments en fusion. Vers 5100 km et jusqu'au centre de la Terre, nous retrouvons les ondes S, ce qui montre que le noyau interne est solide - il est appelé graine -. Noyau interne et noyau externe sont constitués d'un alliage fer - nickel, extrêmement dense (densité 10 à 13).

Mots-clés :

  • séisme, sismomètre, sismogramme ;
  • ondes P de compression ; ondes S cisaillantes ; ondes L de surface ;
  • croûte ; manteau ; noyau ;
  • lithosphère ; asthénosphère.

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