Savoir et comprendre

Pourquoi les séismes ?
 

On dit de la Terre, notre planète, qu’elle est « vivante » car elle est animée de mouvements lents mais permanents. C’est sa chaleur interne, qui en s’évacuant, induit des mouvements visqueux dans ses profondeurs, en particulier dans ce qui est appelé l'asthénosphère (entre 700 km et 100 à 200 km de profondeur). Ceux-ci provoquent à leur tour le mouvement des plaques rigides lithosphériques situées à la surface du globe (entre 100 à 200 km de profondeur et la surface) : c'est ce qui est communément appelé la tectonique des plaques. Ce sont ces mouvements entre plaques lithosphériques qui sont la principale force à l’origine des séismes.
 

Les mouvements relatifs entre les grandes plaques lithosphériques sont de 3 types principaux :
 

1. de l'étirement, là où se crée les plaques océaniques au niveau des rifts et des grandes dorsales médio-océaniques 
    
2. du raccourcissement, dans les zones de chevauchement de plaques: on parle de subduction lorsqu'une plaque océanique passe sous une autre plaque (par exemple la ceinture du Pacifique au Chili, Alaska, Japon) ou de collision lorsque deux plaques continentales sont impliquées (par exemple les chaînes himalayenne ou alpine) 
    
3. du coulissage latéral (ou décrochement), comme au niveau des failles transformantes ou des célèbres failles de San Andreas (Californie, Etats-Unis) ou nord-anatolienne (Turquie).

Modèle illustrant la tectonique des plaques lithosphériques se déplaçant au dessus de l’asthénosphère. Le moteur de l’ouverture des océans au niveau des rifts océaniques est le fonctionnement de larges cellules dans lesquelles l’asthénosphère est en convection. (Source : Planète Terre – André Bourque- Département de Géologie et de Génie géologique de l’Université de Laval, Quebec, Canada).

La surface de la Terre se déforme donc lentement sous l’effet du déplacement relatif des plaques tectoniques. Toutefois ce déplacement ne se fait pas sans heurts car, dans les zones de contact, les roches s’opposent aux forces auxquelles elles sont soumises (frottements). En résistant à cette sollicitation, les roches se comportent comme un ressort que l’on comprime, elles se déforment : de l’énergie élastique s’accumule.  
 

Néanmoins, les roches ne peuvent pas encaisser indéfiniment cette déformation. Lorsque les forces en présence excèdent le seuil de résistance des roches, celles-ci cèdent brutalement permettant aux plaques tectoniques de glisser l’une contre l’autre de part et d’autre d’une faille. Au cours de ce glissement, l’énergie qui s'est accumulée au cours du temps est libérée en quelques secondes (le ressort se décomprime soudainement) sous forme de chaleur (phénomène de friction au niveau de la zone de contact) et de vibrations (ondes sismiques). Ces vibrations se propagent alors de proche en proche jusqu’à la surface : la Terre tremble.
 

A la suite du séisme, la zone de contact est à nouveau bloquée, l'accumulation d'énergie recommence pour démarrer un nouveau cycle.
 

Ce mécanisme se produit dans la partie la plus superficielle de la croûte terrestre (dans les 25 premiers kilomètres dans le contexte de la France métropolitaine). Plus en profondeur, du fait de leur température plus élevée, les roches ont un autre comportement mécanique : elles sont ductiles, c’est-à-dire qu’elles accommodent la déformation de façon régulière par glissement continu, sans produire de séismes.
 

Schéma illustrant le mécanisme conduisant au séisme, à la suite d'un chargement (accumulaion de déformation δl) dans la partie cassante de la lithosphère, autour d’une faille (cas d’un décrochement).

Où se produisent les séismes ?

Les séismes se produisent sur des failles, qui sont des zones de plus faible résistance mécanique et qui sont donc plus propices à accommoder la déformation imposée par le mouvement relatif des plaques tectoniques.
 

La sismicité se concentre pour l’essentiel le long des frontières des grandes plaques tectoniques, là où les mouvements relatifs sont les plus importants. C’est notamment le cas tout autour de l’océan Pacifique (grands séismes d’Amérique du Sud, d’Alaska, du Kamchatka ou du Japon) ou à la périphérie de l’océan Indien (grands séismes indonésiens ou himalayens), là où plusieurs centimètres par an de déplacement relatif sont absorbés.

Carte de la sismicité mondiale issue du catalogue v5.0 de l’ISC-GEM, pour la période 1904-2014 et pour les séismes de magnitude supérieure à 5,5. Les épicentres soulignent les limites de plaques lithosphériques se déplaçant les unes par rapport aux autres. On note qu’une partie de la sismicité est exprimée en dehors des limites de grandes plaques, au cœur des continents (Eurasie, Australie, Amérique du Nord ou Europe).

Cependant, les plaques rigides sont capables de transmettre à distance les forces qu’elles subissent au niveau des zones de contact. C’est ainsi qu’on observe également des séismes loin des limites de plaques, comme par exemple dans le Centre-Est des Etats-Unis, en Australie ou en France Métropolitaine.
 

En outre, d’autres phénomènes naturels à la surface de la Terre peuvent également être à l’origine de séismes. La fonte des glaciers et l’érosion modifient la force verticale s’exerçant sur la croûte terrestre, ce qui peut générer des séismes. Certains accroissements de la sismicité ont été aussi observés à la suite d’événements exceptionnellement pluvieux (mise en charge hydraulique de réseaux de failles).
 

Enfin, les activités industrielles humaines peuvent aussi modifier les forces dans la croûte terrestre générant de la sismicité dite « induite », en particulier dans le cas de l’exploitation ou du stockage en profondeur de ressources souterraines (gaz, eau). La mise en eau de barrages peut également déclencher des séismes. Cette activité sismique induite modifie l’aléa sismique de la région concernée (exemples : Koina en Inde, Bâle en Suisse, Groningen aux Pays-Bas, Oklahoma aux Etats-Unis). Il existe une base de données mondiale des séismes induits par les activités humaines : https://inducedearthquakes.org/.