Repères
Colères de la planète Terre 
Effets et mesures des séismes

Chaque année, plus de cent mille séismes, dont la magnitude sur l’échelle de Richter est comprise entre 3 et 4, et un à deux séismes de magnitude supérieure à 8 secouent le Terre. Aujourd’hui comme hier, les séismes et leurs conséquences sont décrits et donnent lieu à la mise au point de systèmes de mesures, puis de classements variés.

Recueil des données d’un séisme ancien et d’un séisme récent
Les moyens de communication actuels permettent de « vivre » quasiment en direct les dégâts occasionnés par les tremblements de terre. En ce qui concerne les séismes les plus anciens, les descriptions fournies dans des chroniques ou des textes littéraires permettent de traduire l’intensité et la magnitude de chaque séisme connu avec les critères actuels. Il en va ainsi du séisme de Lisbonne.
Un séisme ancien : Lisbonne, 1755
À Lisbonne, en ce jour de Toussaint 1755, à 9 heures du matin, le thermomètre marquait 14 degrés Réaumur, soit 17,5 °C ; le baromètre annonçait 27 pouces et 7 lignes, soit 745 mm de mercure (993 HPa) ; le vent soufflait du nord-est. Lisbonne comptait à cette époque 260 000 âmes réparties dans les maisons seigneuriales du port au bord du Tage et dans un fouillis de ruelles étroites où alternaient habitations, échoppes et nombre de couvents, monastères et églises.
On comptait, dans cette ville pieuse, où le clergé était puissant et l'Inquisition active, une centaine de lieux de culte, tous bondés en cette matinée.
À 9 h 40, un grondement sourd résonna ; il fut suivi de trois secousses sismiques, la dernière étant la plus forte. Les églises et les maisons s’écroulèrent, la panique s’installa, les rescapés se sauvèrent en direction de la mer, avec l’idée de se réfugier sur des bateaux, puisque le sol n’était plus solide. Les habitants restés dans la ville virent, vingt minutes après la troisième secousse, la mer se retirer, vidant le port et les bassins, puis une vague colossale, haute de plus de douze mètres revenir à la vitesse d’un cheval au galop. Par trois fois la vague recouvrit la ville basse et se retira. Ce raz-de-marée dévasta tout le littoral occidental de la péninsule Ibérique. Une autre secousse eut lieu à 11 heures puis encore une autre à l’aube du lendemain. Des répliques se firent sentir jusqu’au 11 décembre. Trois heures après les secousses du 1er novembre, le feu se déclara en trois points à la fois et s’étendit très rapidement à toute la ville.
Peu de témoins oculaires purent raconter ce cataclysme. Le père Manoel Porta, dans son ouvrage Historia de Ruina da Cidade de Lisboa canzada pello espantozo terremoto e incendio… (1756), fit la description de « flammes qui jaillissent des tréfonds de la terre ». Voltaire relata cette catastrophe et les réflexions qu’elle lui inspira dans son « Poème sur le Désastre de Lisbonne ou examen de cet axiome : « tout est bien » (1756).
Alexandre Humboldt (1769-1859), naturaliste et voyageur allemand, interpréta les descriptions du séisme dans son ouvrage Kosmos ou Description physique du monde (1858). Il écrivait notamment : « Pendant le tremblement de terre qui détruisit Lisbonne, le 1er novembre 1755, on vit des flammes et une colonne de fumée sortir, près de la ville, d’une crevasse nouvellement formée dans un rocher d’Avidras.
L’onde engendrée par le séisme de Lisbonne a été ressentie sur une très vaste étendue. La face Atlantique du Maroc, Tanger, Arzila, Larache, Méhédiya, Rabat ont été dévastés. En France, les villes de Bordeaux et de La Rochelle ont été touchées, près d’Angoulême, la terre s’est ouverte et a laissé jaillir un torrent de sable rouge. En Hollande, l’onde est arrivée à Rotterdam vers 12 h 30, ce qui suppose une vitesse de propagation de 600 km/h. Après s’être propagée dans l’Atlantique et avoir dévasté Madère, la vague toucha, 5 h 30 plus tard, les Antilles (marée de 7 mètres de haut) et le Brésil. Les secousses furent ressenties, très loin de l’épicentre, en Irlande, en Écosse, en Scandinavie et en Finlande. Davidson, assure, dans son Manual of Seismology, que certaines des oscillations se prolongèrent jusqu’en 1756.
En 1960, Charles Francis Richter (1900-1985), sismologue américain, évalue le nombre de morts dans la ville de Lisbonne à soixante mille et situa l’épicentre en mer, à 100 kilomètres à l’ouest de la ville. Il supposa l’ébranlement sud-ouest – nord-est (parallèlement à la vallée du Tage) et évalua la magnitude à 8,7 sur son échelle, soit 10 ou 11 sur l’échelle de Mercalli.
Un séisme récent : Indonésie, 2004
Le 26 décembre 2004, à 1 h 58 min et 53 secondes (heure française), un séisme de magnitude 9 sur l’échelle de Richter eut lieu au large des côtes indonésiennes. Les secousses sismiques firent trembler la côte et l’île de Sumatra, la Malaisie et la Thaïlande pendant trois ou quatre minutes. Quelques minutes plus tard, ce séisme se traduisit, à la surface de l’océan Indien, par la formation d’un tsunami qui rayonna autour du golfe du Bengale.
Par sa puissance, ce séisme est le cinquième des grands séismes que l’on a pu mesurer à l’aide d’instruments, mais en ce qui concerne les dégâts, il est le premier car il a affecté des régions où la population est très dense.
L’épicentre était situé à 250 kilomètres au sud–sud-est de la ville de Banda Aceh, à l’extrémité septentrionale de l’île de Sumatra. Les réseaux sismographiques ont immédiatement localisé le foyer à 30 kilomètres de profondeur par 3,307 degrés de latitude nord et 5,947 degrés de latitude est. L’énergie dissipée équivalait à 475 mégatonnes, soit 23 000 bombes atomiques identiques à celle d’Hiroshima. Ce séisme aurait modifié la course de la Terre sur son axe et raccourci la durée du jour de 2,676 microsecondes.
La cause de ce séisme est la subduction de la plaque indo-australienne sous la microplaque birmane. La subduction a été très importante et rapide puisque la lithosphère océanique s’est enfoncée sur un plan de 13°, de 15 à 20 m sur une longueur de 400 kilomètres. Les répliques furent nombreuses, une des dernières étant celle du 28 mars 2005 (un séisme de magnitude 8,6 à 8,7 a eu lieu dans la même zone, entre les lignes de rupture de 2004 et de 1861).
Cette catastrophe est la plus meurtrière des cent dernières années. Le nombre des victimes, leurs nationalités diverses, le relais médiatique en font également la première crise de l’ère de la mondialisation.
Dans les cas des séismes de Lisbonne et d’Indonésie, l’énorme quantité d’énergie libérée a provoqué de nombreuses pertes humaines et des dégâts matériels considérables. Elle a aussi donné lieu à des réflexions et des changements dans les courants de pensée dans différents domaines (religions, sciences, prévisions et préventions des risques naturels, aides aux victimes, etc.).
Des caractéristiques communes à tous les séismes
Lisbonne et l'Indonésie permettent de mettre en évidence des effets des séismes.
D’autres phénomènes, annonçant les séismes ou se déroulant conjointement, peuvent être observés dans la plupart des cas :
– l’activité d’une faille, cause du séisme, a lieu en profondeur ; ce n’est qu’exceptionnellement que des ruptures peuvent être observées en surface : le séisme de Spitak, en Arménie, le 7 décembre 1988, fut à l’origine d’un déplacement relatif vertical de deux mètres d’un compartiment de la faille concernée ; le 10 novembre 1946, dans les Andes péruviennes, une faille normale, longue de cinq kilomètres avec un rejeu de trois à quatre mètres s’est produite lors du séisme ;
– outre les grondements dus à la propagation des ondes P dans l’air, et les légers frémissements précédant la secousse et perçus par les animaux avant les humains, des phénomènes de lueurs, des sortes d’éclairs sont décrits par de nombreux observateurs ; ce fut notamment le cas lors du séisme d’Izu au Japon en 1930 ;
– on peut observer une diminution du niveau de la nappe phréatique par diminution du niveau d’eau dans un puits ;
– hormis les déformations du sol (mouvements verticaux, horizontaux et cisaillements), on constate des mouvements de subsidence et de surrection qui peuvent être mesurés dans les régions insulaires tropicales par les mouvements verticaux des platiers coralliens. Un séisme de magnitude 7,5 au Vanuatu (Nouvelles-Hébrides) en novembre 1999, s’est accompagné d’une surrection d’une partie de l’île, d’environ 1,50 m sur une zone de dix kilomètres. Les coraux, très sensibles à la variation du niveau marin, permettent de dater les anciennes terrasses, donc de prévoir la fréquence de retour des séismes ou récurrence sismique. Ces mesures à long terme sont plus délicates car on doit tenir compte du mécanisme d’eustatisme (changement d’ensemble du niveau des mers).

Étude instrumentale des séismes
Les instruments de mesure
En 132 après J.-C., l’inventeur chinois Chang Heng mit au point un appareil de mesure : une jarre en porcelaine de deux mètres de diamètre comportant huit ouvertures en forme de têtes de dragons. Ces derniers sont orientés suivant les points cardinaux et tiennent des billes dans leurs gueules. À l’intérieur un mécanisme (sans doute un pendule), en oscillant lors d’une secousse sismique, ouvrait la gueule d’un dragon, libérant ainsi la bille qui tombait dans la bouche d’une grenouille. Ce système indiquait le sens de la secousse donc la direction de l’épicentre.
La jarre de Hang Heng
© Peter Bormann

En 1703, le physicien Jean de Hautefeuille remplaça les billes par un bain de mercure et adopta une esthétique différente. Il fallut cependant attendre 1875 pour que l’italien Felippo Cecchi construise le premier sismomètre capable d’enregistrer les mouvements du sol en fonction du temps.
L’ingénieur et géologue irlandais Robert Mallet (1810-1881) étudia, entre 1830 et 1850, grâce à des cuves à mercure, la propagation d’ondes issues d’explosions artificielles. Il inventa le terme seismology, traduit en français par le terme sismologie ou séismologie.
Von Reben Paschwitz, en lisant le compte rendu du tremblement de terre de Tokyo du 18 avril 1889 et après différents calculs, mit en relation ce séisme et les mouvements horizontaux observés sur les pendules de Postdam et Wilhelmshaven : c’est le premier enregistrement à grande distance.
Différentes versions de sismomètres avec des masses pouvant aller jusqu’à dix-neuf tonnes (variante du sismomètre horizontal de Wiechert à l’Institut de physique du globe de Strasbourg en 1900) ont été mises au point avant d’arriver aux (petits) sismomètres actuels.
Le sismomètre (sismographe) est un pendule à forte inertie relié à un bâti ou support solidaire du sol et de ses mouvements. Le pendule est relié au support avec un seul degré de liberté (axe de rotation) qui, suivant son orientation, permet d’enregistrer soit les mouvements horizontaux, soit les mouvements verticaux du sol.
Sismomètre horizontal


Sismomètre vertical

Quand un train d’ondes se propage, le support se déplace avec le sol, tandis que le pendule tend à rester immobile à cause de son inertie.
Le mouvement relatif entre pendule et support est amplifié puis enregistré de façon graphique ou numérique. L’appareil comporte un système d’amortissement (empêchant la masse d’osciller, théoriquement jusqu’à l’infini) et un dispositif enregistrant simultanément le temps. Actuellement, on utilise des sismomètres électromagnétiques qui mesurent la vitesse de mouvement du sol.
La France a installé des stations sismiques groupées en réseaux. Le programme Géoscope, initié en 1982 par l’Institut national des sciences de l'univers (INSU) du CNRS fut le premier à entreprendre l'établissement d'un réseau mondial de stations sismiques à trois composantes avec enregistrement digital large bande, afin d'étudier la structure interne de la Terre et les mécanismes à l'origine des tremblements de terre. Pour obtenir une représentation tridimensionnelle de la secousse sismique, chaque station comporte trois sismographes : deux enregistrent les mouvements horizontaux (placés nord-sud et est-ouest), le troisième enregistre les mouvements verticaux.
Les stations Port-Laguerre en Nouvelle-Calédonie (NOUC), Arta Tunnel) à Djibouti (ATD), Mbour) au Sénégal (MBO) ont été choisies pour télétransmettre les données en temps réel par voie satellitaire.
La couverture globale par des stations sismiques n'est possible que si l'on installe également des sismomètres au fond de la mer. Une première étape a été franchie avec l'expérience Observatoire fond de mer / SISMOBS (Ocean And Borehole Observatory) qui a eu lieu en 1992. Elle a permis une étude comparative du bruit enregistré par deux sismomètres : l’un au fond d’un puits près de la ride médio-atlantique et l’autre à l’extérieur, dans une sphère.
Une station permanente fond de mer sera installée sur le site Nero (Ninety East Ridje Observatory) en coopération avec les chercheurs japonais (JAMSTEC) et l’IFREMER. Cette station fournira à la communauté scientifique internationale des données sismiques de haute qualité provenant de régions océaniques jusqu'ici dépourvues d'instrumentation.
http://geoscope.ipgp.jussieu.fr
Pour en savoir plus
info@renass.u-strasbg.fr
Réseau national de surveillance sismique (RéNaSS) géré par l’Institut de physique du globe de Strasbourg.
Pour consulter des sismogrammes, voir rubrique « sismicité », « résumé journalier », choisir un séisme, et sélectionner le sismogramme.
http://sismalp.obs.ujf-grenoble.fr/sismalp.html
Réseau régional, Sismalp au sud-est du territoire, membre du RéNaSS.
Les enregistrements ou sismogrammes sont difficiles à déchiffrer car ils comportent, outre les secousses sismiques, les bruits de fond naturels des vents ou des vagues et les bruits des activités humaines.
Hypocentre et épicentre
Les premières ondes qui arrivent sont les ondes dilatation-compression ou ondes longitudinales de période courte (une à dix secondes) dites « ondes P » (ondes premières), puis suivent les ondes S (ondes secondes), ondes de cisaillement, également de période courte, et enfin les ondes L (ondes longues), de période trente à quarente secondes, ondes de surface très destructrices (on distingue les ondes de Love et les ondes de Rayleigh).
Le lieu où se produit le premier mouvement libérant l’énergie lors d’un séisme est le foyer ou hypocentre qui peut être situé jusqu’à 700 kilomètres de profondeur. Le point en surface situé à la verticale du foyer est l’épicentre ; il correspond à l’endroit où la secousse est maximale.
Un même séisme est enregistré par un grand nombre de stations sismiques. En connaissant la distance entre l’épicentre et la station et en tenant compte de l’heure d’arrivée des ondes, on peut calculer leur célérité. Les célérités diffèrent suivant les types d’ondes. On peut tracer des courbes hodocrones (ou hodographes) représentant les temps d’arrivée des différentes ondes à la station en fonction de la distance épicentrale.


Hodographe. Les hodochrones (ou courbes de propagation) représentent les temps d'arrivée des différentes ondes sismiques à la station d'enregistrement, en fonction de la distance épicentrale (Δ) exprimée en degrés et en kilomètres.
© Sciences de la Terre et de l’univers par André Brahic, Michel Hoffert, André Schaaf et Marc Tardy. Éditions Vuibert, 1999.

Le temps qui sépare l’arrivée des ondes P et des ondes S permet de déterminer l’emplacement d’un épicentre inconnu. Pour chaque station, l’épicentre se situe sur un cercle de rayon égal à la distance épicentrale. Le point de rencontre de trois cercles (de trois stations) permet de déterminer l’épicentre.

Épicentre.


Si les cercles ne se recoupent pas en un point, cela veut dire que le modèle n’est pas adapté à la profondeur du séisme. Par ordinateur, l’utilisation des données d’un grand nombre de stations permet de déterminer l’épicentre et l’hypocentre d’un séisme.
La mesure de l’intensité
Jusqu’en 1935 n’existait que la notion « d’intensité » pour quantifier un séisme. L’intensité d’un séisme dépend du lieu de la catastrophe et son évaluation est issue du récit par les individus des effets de surface ou effets macrosismiques constatés.
Plusieurs échelles on été utilisées pour rendre compte de l’intensité des séismes, notamment : l’échelle de Mercalli en 1902 modifiée en 1956, et l’échelle MSK (du nom des inventeurs : Medverder, Sponheur, Karnik) en 1964. Ces échelles ont douze degrés (de I à XII) ; elles ne prennent pas en compte le nombre de victimes. Une nouvelle échelle EMS (European Macroseismic Scale) a été adoptée par les pays européens en 1998, elle est utilisée en France depuis janvier 2000, elle permet de mesurer l'intensité d'un séisme à partir des effets sur l'homme, sur les objets et l'environnement et à partir des dégâts occasionnés aux bâtiments (voir tableau ci-dessous).
Les informations concernant ce qui a été ressenti et observé par l’homme ainsi que les dégâts causés aux constructions sont obtenues après enquête auprès de la population et sur les lieux. Des questionnaires sont ainsi distribués par le Bureau central de sismologie français (BCSF). Ils sont disponibles, après un séisme, dans les mairies, les pharmacies et les gendarmeries. Ils sont également disponibles sur Internet.
Tableau de l’échelle EMS

Degré de la secousse
Observations

I. Imperceptible
La secousse n’est pas perçue par les personnes, même dans l’environnement le plus favorable.

II. À peine ressentie
Les vibrations ne sont ressenties que par quelques individus au repos dans leurs habitations, plus particulièrement dans les étages supérieurs des habitations.

III. Faible
L’intensité de la secousse est faible et n’est ressentie que par quelques personnes à l’intérieur des constructions. Des observateurs attentifs notent un léger balancement des objets suspendus ou des lustres.

IV. Ressentie par beaucoup
Le séisme est ressenti à l’intérieur des constructions, mais très peu le perçoivent à l’extérieur. Certains dormeurs sont réveillés. La population n’est pas effrayée par l’amplitude de la vibration. Les fenêtres, les portes et les assiettes tremblent. Les objets suspendus se balancent.

V. Forte
Le séisme est ressenti à l’intérieur des constructions par de nombreuses personnes et par quelques personnes à l’extérieur. De nombreux dormeurs s’éveillent, quelques-uns sortent en courant. Les constructions sont agitées d’un tremblement général. Les objets suspendus sont animés d’un large balancement. Les assiettes et les verres se choquent. La secousse est forte. Le mobilier lourd tombe. Les portes et fenêtres battent avec violence ou claquent.

VI. Légers dommages
Le séisme est ressenti par la plupart des personnes aussi bien à l’intérieur qu’à l’extérieur. De nombreuses personnes sont effrayées et se précipitent vers l’extérieur. Les objets de petite taille tombent. De légers dommages sur la plupart des constructions ordinaires apparaissent : fissurations des plâtres, chute de petits débris de plâtre.

VII. Dommages significatifs
La plupart des personnes sont effrayées et se précipitent dehors. Le mobilier est renversé et les objets suspendus tombent en grand nombre. Beaucoup de bâtiments ordinaires sont modérément endommagés : fissuration des murs, chutes de parties de cheminées.

VIII. Dommages importants
Dans certains cas, le mobilier se renverse. Les constructions subissent des dommages : chute de cheminées, lézardes profondes dans les murs, effondrements partiels éventuels.

IX. Destructive
Les monuments et les statues se déplacent ou tournent sur eux-mêmes. Beaucoup de bâtiments s’effondrent en partie, quelques-uns entièrement.

X. Très destructive
Beaucoup de constructions s’effondrent.

XI. Dévastatrice
La plupart des constructions s’effondrent.

XII. Catastrophique
Pratiquement toutes les structures en dessus et en dessous du sol sont endommagées ou détruites.


Après un séisme, on peut tracer les lignes d’égale intensité ou isoséistes qui déterminent, pour la plus forte intensité, l’épicentre macrosismique (cet épicentre peut être différent de l’épicentre réel dit microsismique). Les isoséistes sont allongées autour de la zone d’intensité maximale et donnent une approximation sur l’emplacement de la faille, siège du séisme.
L’échelle d’intensité est utilisée pour quantifier les séismes anciens relatés par les chroniques historiques et, ainsi, pour déterminer le risque sismique d’une région.
Pour en savoir plus
Questionnaire après un séisme BCSF :
voir http://eost.u-strasbg.fr/bcsf/Accueil.html
Le calcul de la magnitude
Charles Richter proposait en 1935, une échelle de magnitude pour caractériser les séismes de Californie. La magnitude est déduite de la lecture des sismogrammes : c’est le logarithme décimal de l’amplitude maximale des ondes (en microns) d’un sismomètre standard, enregistré à 100 kilomètres de l’épicentre.
La magnitude est une évaluation de l’énergie libérée au niveau du foyer, lors d’un séisme. La magnitude n’est pas une échelle en degrés mais une fonction continue, qui peut être négative ou positive. Une pierre qui tombe sur le sol d’une hauteur d’un mètre engendre une vibration qui peut être captée par des sismomètres très sensibles, ce qui pourra correspondre à une magnitude de – 2.
La plus grande valeur de magnitude est à ce jour 9,5, ce qui correspond au séisme qui eut lieu au Chili en 1960 et pendant lequel la zone de rupture de faille a atteint plus de 1 000 kilomètres de long.
La magnitude est une fonction logarithmique, c’est-à-dire que, quand la magnitude augmente d’un degré, l’amplitude du mouvement varie d’un facteur 10. Un séisme de magnitude 7 est dix fois plus intense qu’un séisme de magnitude 6 et 100 fois plus qu’un séisme de magnitude 5. L’énergie libérée lors d’un séisme de magnitude 7 est équivalente à celle libérée lors de trente séismes de magnitude 6.
Il existe différentes catégories de magnitudes :
– MS : magnitude des ondes de surface (ondes L), pour des distances épicentrales supérieures à 1 000 kilomètres et une profondeur inférieure à 80 kilomètres. C’est cette magnitude qui est annoncée par les médias car elle décrit le mieux les séismes les plus importants ;
– ML : magnitude locale de Richter, basée sur l’amplitude des ondes S à faible distance ; elle est utilisée pour des séismes proches et superficiels (profondeur inférieure à 30 kilomètres)  ;
– MB : magnitude définie à partir des ondes P ou S, elle est utilisée pour des séismes profonds.
– MD : magnitude de durée définie à partir de la durée d’un signal (séismes proches)  ;
– MW : magnitude de moment mise au point par Kanamori en 1977. MW est basée sur le moment sismique ; grandeur en dyne-cm proportionnelle à la surface de la faille qui joue lors du séisme (Chili 1960, MW = 9,5, soit un moment sismique de 1 020 dynes-cm).
Les dommages commencent à l’épicentre pour ML = 4,5. ML = 7,5 est la limite inférieure des grands séismes. Lors de la rupture qui se produit au niveau du foyer, l’énergie est en grande partie dissipée sous forme de chaleur (1/1 000 de la chaleur radiée par le manteau), le reste étant dissipé sous forme d’ondes élastiques qui se propagent au loin. La magnitude de Richter évalue l’énergie libérée sous forme d’ondes élastiques.
Gutenberg et Richter ont montré que la fréquence des séismes décroît très vite en fonction de l’augmentation de la magnitude. Par an, il y a 15 000 séismes de magnitude comprise entre 4 et 5, et deux séismes de magnitude supérieure à 8.
Gutenberg et Richter ont proposé la relation suivante :
Log N = a – bM
M : une des magnitudes.
N : nombre de séismes supérieurs à M.
a et b : constantes.
Cette relation empirique permet de mieux caractériser l’aléa sismique dans une région donnée.
Magnitude et intensité sont deux grandeurs différentes qui caractérisent un séisme :
– la magnitude se calcule et les valeurs sont associées à un séisme ;
– l’intensité est une estimation associée au lieu d’observation ;
– il n’y a pas de relation entre magnitude et séisme : deux séismes de même magnitude peuvent avoir des intensités différentes et deux séismes en un même lieu et de même intensité peuvent avoir des magnitudes différentes.