SÉISMES ET SISMOLOGIE - Ondes sismiques et paramètres du foyer

SÉISMES ET SISMOLOGIE - Ondes sismiques et paramètres du foyer

Les ondes engendrées par les séismes sont enregistrées par différents types de sismographes dont le principe de fonctionnement et la répartition à la surface du globe sont exposés dans la première partie de cet article. L’aspect des enregistrements (sismogrammes) est en général compliqué par suite de la superposition de nombreuses ondes qui se distinguent les unes des autres par leur nature ou parce qu’elles se sont propagées, entre la source et la station d’observation, suivant des trajets différents, soit à travers le globe terrestre (ondes de volume), soit le long de sa surface (ondes de surface). Les données d’un certain nombre de stations sont nécessaires pour déterminer l’heure du phénomène à la source et la position de celle-ci, ainsi que l’énergie du séisme. En associant les résultats concernant la source à l’interprétation détaillée des sismogrammes obtenus dans les observatoires du réseau mondial homogène, on étudie la propagation des ondes à l’intérieur de la Terre et le long de sa surface, et l’on en déduit les paramètres élastiques des milieux traversés, qui constituent une information fondamentale sur la structure interne de la Terre. Des services internationaux assurent les échanges indispensables de données en rassemblant les résultats préliminaires des stations, en déterminant et en diffusant les coordonnées des épicentres, et en publiant les bulletins dans lesquels sont réunies les interprétations des sismogrammes du réseau mondial: International Seismological Center (I.S.C.), à Newbury (Grande-Bretagne); National Earthquake Information Service (N.E.I.S.); Centre sismologique euro-méditerranéen (C.S.E.M.), à Strasbourg.

1. La sismographie

L’enregistrement, par quelques-uns des observatoires sismologiques du réseau mondial, des premières explosions nucléaires de grande puissance a permis, en 1954, de déterminer les coordonnées du lieu d’explosion à moins de 10 kilomètres près et de préciser les durées de propagation des ondes sismiques à travers le globe terrestre. Une expérimentation plus complète de la méthode sismique de détection comportait la mise en place d’un réseau de sismographes de grande sensibilité associés à des enregistreurs de haute qualité assurant une détermination très précise des heures d’arrivée des ondes sismiques. L’intérêt de tels appareils pour la recherche fondamentale était évident, notamment en sismologie expérimentale, pour étudier la structure de la croûte terrestre et pour établir les tables précises de durées de propagation des ondes à grande distance, tables dont dépendent nos connaissances sur la constitution interne du globe terrestre.

Ces appareils ne pouvant être utilisés, avec leur plus grande sensibilité, que dans des sites de qualité exceptionnelle (terrain cristallin, éloignement de la mer et des sources de perturbations industrielles, cave ou galerie profondément enterrée), de nouvelles recherches ont été développées en vue d’améliorer le rapport signal/bruit: filtrage spatial par des assemblages en série parallèle de sismographes convenablement disposés sur le terrain; sismographes dans des forages profonds (1 500 m), où le bruit de haute fréquence est réduit au dixième de sa valeur en surface, ou traitement des informations après enregistrement. Aujourd’hui, les stations les plus sensibles sont capables d’enregistrer de faibles séismes ayant leur source en un point quelconque de la Terre.

Réseau mondial de stations sismologiques

Reconnaissant la nécessité d’une étude scientifique des séismes désastreux à une échelle qui excède les possibilités d’un organisme local, l’U.N.E.S.C.O. a fait appel aux organismes internationaux: Association internationale de sismologie et de physique de l’intérieur de la Terre de l’U.G.G.I. (Union géodésique et géophysique internationale); Comité pour la normalisation des sismographes et des sismogrammes, constitué en 1963; et, en 1964, Réunion intergouvernementale sur la sismologie et le génie sismique. Ces organismes ont défini les conditions requises pour les appareils de classe internationale et pour le réseau mondial des stations de premier ordre, qui constitue la principale couverture de la surface terrestre pour l’observation à grande distance des ondes sismiques, tant de longues que de courtes périodes, émises par des sources distribuées sur toute la Terre: couverture géographique homogène (une station tous les 1 000 kilomètres), large bande d’amplification en fréquences, dynamique étendue et le plus haut degré possible de normalisation des stations. Le Manuel pratique des observatoires séismologiques , dans lequel sont données les règles adoptées à cette fin, souligne le caractère international de «la station de premier ordre, qui n’est pas en priorité un instrument de recherche de l’institution qui assure son fonctionnement, mais un élément du réseau mondial, et qui devrait être exploitée au bénéfice de la sismologie dans son ensemble. Les échanges internationaux de données ne peuvent être efficaces que si les données elles-mêmes sont uniformes, d’où la nécessité d’unifier à la fois l’équipement et l’exploitation.»

Principe du sismographe

La plupart des sismographes sont du type pendulaire, c’est-à-dire qu’ils consistent essentiellement en une masse rigide mobile autour d’un axe de suspension; mais il existe aussi des appareils sensibles aux variations de pression (hydrophones) et d’autres qui permettent de mesurer les variations de la distance entre deux points repères liés au sol.

Lorsque le support d’un pendule subit un déplacement brusque, la masse tend à rester immobile en vertu de son inertie, et la partie mobile tourne autour de l’axe d’oscillation conjugué de l’axe de suspension ^{[cf. PENDULES ET MOUVEMENTS PENDULAIRES]}. Le mouvement relatif entre la masse et le support est amplifié par des moyens mécaniques, optiques, électromagnétiques ou électroniques et enregistré par divers procédés, mécaniques, photographiques ou magnétiques. Suivant la direction de l’axe de suspension, on distingue: les sismographes verticaux , dont l’axe est horizontal et qui réagissent à la composante verticale des mouvements du sol (le plan d’équilibre, défini par l’axe de suspension et le centre de gravité de la partie mobile, est rendu horizontal en suspendant cette dernière au support par un ressort à boudin; fig. 1 a); les sismographes dits horizontaux , dont l’axe de suspension est incliné d’un petit angle par rapport à la verticale et qui sont sensibles aux composantes horizontales du mouvement du sol (deux composantes rectangulaires, longitudinale et transversale par rapport à une source donnée, ou nord-sud et est-ouest; fig. 1 b). De tels systèmes, une fois ébranlés, tendraient à entrer en oscillation avec leur période propre, ce qui est évité par l’introduction d’un amortissement proportionnel à la vitesse (amortissement magnétique). Dans les sismographes électromagnétiques, le bras mobile porte une bobine qui se déplace dans le champ radial et uniforme d’un aimant et qui est reliée à un galvanomètre par l’intermédiaire d’un pont de résistances (fig. 2), l’ensemble du sismomètre et du galvanomètre constituant deux oscillateurs couplés de façon plus ou moins lâche (tabl. 1).

Caractéristiques des appareils de classe internationale

Le Comité pour la normalisation des sismographes et des sismogrammes a adopté les sismographes électromagnétiques pour les stations du réseau mondial; il a défini cinq classes principales de sismographes galvanométriques: A, B, C, D, E (tabl. 2), et a établi une courbe type d’amplification pour chaque classe (fig. 3). Les stations de premier ordre sont équipées de trois sismographes de courte période de classe A et de trois sismographes de grande période de classe B.

La détermination précise du temps (erreur inférieure à un dixième de seconde) doit être assurée par la haute qualité de l’enregistreur à trois tambours synchrones destinés à l’enregistrement des trois composantes du mouvement: déroulement rapide du papier photographique, à vitesse constante grâce à une alimentation stabilisée, enregistrement direct des signaux horaires sur les sismogrammes, marques de minutes fournies par une horloge à quartz.

L’étude statistique des spectres d’énergie des ondes longitudinales montre que, dans les séismes naturels éloignés, le maximum d’énergie se situe entre 1 et 10 secondes. La condition recherchée d’une forte amplification dans une bande de fréquences assez large pour capter une partie notable de l’énergie est réalisée par le couplage d’un sismomètre amorti au voisinage du régime critique et d’un galvanomètre suramorti, comme dans les sismographes de courte période de types français APX (A3) et soviétique (A4). Le même principe est appliqué dans les appareils de moyenne période (C) et de grande période de type APX (B2).

Les stations de second ordre, pouvant comprendre un équipement moins complet, constituent les réseaux régionaux destinés à l’étude des séismes proches ainsi qu’aux programmes particuliers de recherche.

2. Les ondes sismiques et leur interprétation

Propagation des ondes

Ondes de volume

Quand une perturbation se produit à l’intérieur d’un solide homogène et isotrope, deux sortes d’ondes élastiques prennent naissance et se propagent dans toutes les directions: les ondes longitudinales P, dans lesquelles les particules sont déplacées dans la direction de propagation, et les ondes transversales S, dans lesquelles le déplacement des particules se fait dans un plan perpendiculaire à cette direction. Les vitesses V^P des ondes P et V^S des ondes S sont données en fonction de la densité 福 et des constantes de Lamé et 猪 (coefficients d’élasticité) par les équations:

Dans de nombreux minéraux, est sensiblement égal à 猪; la valeur du coefficient de Poisson, 靖 =/[2( 猪 +)], est voisine de 1/4 et le rapport des vitesses, V^P/V^S, est d’environ 連3. Si le milieu est parfaitement élastique, les ondes P et S se propagent sans perte d’énergie. Un train d’ondes sphériques garde une longueur constante; le volume de solide affecté est proportionnel à la surface du train d’ondes, donc au carré de la distance de la source. La densité d’énergie étant proportionnelle au carré de l’amplitude, celle-ci est inversement proportionnelle à la distance.

Ondes réfractées et ondes réfléchies, trajectoires sismiques

Lorsqu’une onde P ou S rencontre une surface de discontinuité, elle doit, en général, donner naissance à quatre ondes: longitudinale et transversale réfléchie; longitudinale et transversale réfractée. Mais il peut disparaître une, deux ou trois de ces ondes. Ainsi une onde SH vibrant normalement au plan de propagation ne donne naissance qu’à une onde de même espèce tandis qu’une onde SV vibrant dans le plan de propagation donne, en général, quatre ondes, mais peut subir la réflexion totale. Une onde peut subir plusieurs réflexions ou réfractions par de telles surfaces de discontinuité. Deux cas sont à considérer selon les distances envisagées entre la source et un point d’observation.

Si les distances n’excèdent pas quelques centaines de kilomètres, on peut admettre que la surface de discontinuité est plane , ainsi que la surface du sol. Dans chaque transformation, les vitesses Vⁱ et V^r sont reliées à l’angle i d’incidence et à l’angle r de réflexion ou de réfraction par l’équation que l’on appelle aussi loi de Descartes:

Cette équation n’a de solution réelle que si V^r 諒 Vⁱ /sini , de sorte que les ondes P qui ont la plus grande vitesse peuvent toujours engendrer par réflexion des ondes S de plus faible vitesse, tandis que les ondes S ne sont transformables en ondes réfléchies P que sous la condition: sin i 諒 V^S/V^P.

Si l’on suppose que la vitesse V^P2 dans le deuxième milieu est plus grande que V^P1 dans le premier milieu, mais que V^S2 est plus petit que V^P1, et si l’onde incidente sphérique rencontre la discontinuité sous l’angle d’incidence limite i tel que sin i = V^P1/V^P2, l’onde réfractée progresse parallèlement à la surface de séparation avec la vitesse V^P2 en donnant naissance à deux fronts coniques dans le premier milieu, l’un de condensation et l’autre de distorsion, et à un front conique de distorsion dans le deuxième milieu (fig. 4).

Le second cas concerne des surfaces de discontinuité presque sphériques. À l’intérieur de la Terre, la propagation des ondes est considérée dans l’hypothèse de l’existence d’une série de couches concentriques, sensiblement sphériques et caractérisées par des vitesses croissant en général avec la profondeur.

Les trajectoires, concaves vers la surface (fig. 5), obéissent au principe de Fermat: parmi tous les trajets possibles joignant le foyer et un point du milieu, le rayon perpendiculaire à la surface de l’onde est celui qui correspond au temps de parcours t minimal ou maximal. Si l’on admet une symétrie sphérique de la Terre, si V( 嗀) est la vitesse en un point M de la trajectoire situé à la distance 嗀 du centre O de la Terre et i l’angle aigu compris entre la trajectoire et le rayon vecteur OM, la relation

définit la constante positive p appelée paramètre de la trajectoire , 嗀^m et V^m étant les valeurs de 嗀 et de V( 嗀) au point le plus bas de la trajectoire (i = 神/2). La méthode Herglotz-Wiechert permet de calculer la vitesse V^m à partir de la courbe t ( ) des durées de propagation t en fonction des distances entre l’épicentre et les stations (hodochrone). La variation de V^m en fonction de la profondeur définit la forme des trajectoires.

Différents cas de variation anormale de la vitesse sont envisagés (fig. 6):

– si la vitesse croît brusquement d’une quantité finie, l’hodochrone (t ) présente une discontinuité, avec deux branches croisées;

– lorsqu’un rayon sismique traverse une couche dans laquelle la vitesse croît très rapidement avec la profondeur (discontinuité de gradient sans discontinuité de vitesse), le rayon remonte vers la surface plus vite que les précédents de sorte que la distance diminue temporairement; l’hodochrone présente une boucle à deux rebroussements;

– une augmentation plus faible de d V/d 嗀 se traduirait seulement par une grande courbure de l’hodochrone;

– au contraire, quand la vitesse diminue fortement puis recommence à croître progressivement, le rayon est rejeté vers la profondeur et il ne peut émerger qu’à une distance plus grande; il en résulte une zone d’ombre à la surface de la Terre, tandis que les trajectoires plus profondes passent par un minimum de déviation analogue à celui d’un rayon lumineux dans un prisme; la courbe (t ) comporte alors deux branches.

Si l’on connaît la variation de la vitesse en fonction de la profondeur et, en particulier, aux principales discontinuités, il est possible de prévoir les phases susceptibles d’être enregistrées à une distance donnée de l’épicentre et de calculer leur durée de propagation à partir de celles des ondes P et S.

Ces phases sont représentées par des symboles dans lesquels les portions de trajets parcourus sous forme d’ondes longitudinales sont désignées par la lettre P dans le manteau, K dans le noyau externe, I dans le noyau interne et les trajets parcourus sous forme d’ondes transversales par la lettre S (fig. 5).

Ondes de surface

La seconde catégorie d’ondes sismiques est constituée par des ondes qui se propagent le long de la surface du globe; dans les tremblements de terre peu profonds, ces ondes transmettent la plus grande partie de l’énergie.

Dans l’hypothèse, envisagée par Robert John Strutt (lord Rayleigh), d’un milieu homogène limité par une surface libre supposée plane, il ne peut pas y avoir d’onde transversale superficielle; l’onde de Rayleigh R est polarisée dans le plan de propagation. Les trajectoires des particules sont des ellipses à grand axe vertical décrites dans le sens rétrograde au sommet de l’ellipse. L’amplitude du mouvement a sa valeur maximale à la surface et décroît exponentiellement en fonction de la profondeur. Dans un milieu uniforme dont le coefficient de Poisson est égal à 1/4, la vitesse C des ondes de Rayleigh est égale à 0,919 V^S.

Le cas, traité par Augustus Edward Love, d’une couche homogène surmontant un milieu également homogène permet au contraire d’expliquer la propagation d’ondes transversales à la surface libre, à condition que la vitesse des S soit plus grande dans le milieu inférieur que dans la couche. La vitesse d’une onde sinusoïdale croît avec la longueur d’onde 炙 tout en restant comprise entre les deux vitesses de S dans la couche et dans le milieu sous-jacent; une onde quelconque change de forme au cours de sa propagation, avec un étalement progressif des trains d’ondes. Une crête donnée a une vitesse égale à la vitesse de phase C, tandis qu’une période apparente donnée définit la vitesse de groupe U telle que:

Une crête progresse à l’intérieur du groupe (U 麗 C) en même temps que sa longueur d’onde augmente et que son amplitude diminue; elle finit par disparaître en tête du train. La vitesse des ondes de Rayleigh varie, elle aussi, avec la longueur d’onde, de 0,9 V^S1 à 0,9 V^S2, et le calcul montre, comme dans le cas des ondes de Love, l’existence d’un minimum de vitesse de groupe.

Les ondes guidées se produisent dans une couche à faible vitesse limitée par des couches à vitesse supérieure. Des ondes se propageant dans la couche peuvent être partiellement ou totalement déviées vers l’intérieur de la couche toutes les fois qu’elles se rapprochent des limites du guide d’ondes. La réflexion à la limite d’un solide n’est totale que pour des ondes S polarisées parallèlement aux surfaces limites du guide, mais les ondes P peuvent être canalisées dans un guide liquide. Si la réflexion est totale, la propagation peut s’étendre sur de longues distances avec une faible perte d’énergie. Les ondes de Love Q et les ondes T sont respectivement des ondes transversales guidées dans la croûte et le manteau et des ondes de compression guidées dans l’océan.

Interprétation des sismogrammes

L’interprétation des sismogrammes consiste à y reconnaître les principales arrivées d’ondes ou phases , à mesurer avec précision leur temps d’arrivée, à déterminer la nature des ondes et à définir les trajectoires plus ou moins complexes que ces ondes ont suivies à partir du foyer , c’est-à-dire du point où commence la rupture ayant engendré le séisme. La position du foyer est définie par les coordonnées de l’épicentre , point où la verticale au foyer perce la surface du sol, et par la profondeur h du foyer au-dessous de cette surface. Selon la valeur de h , on classe les séismes en normaux (h 麗 70 km), intermédiaires (70 麗 h 麗 300 km) et profonds (300 麗 h 麗 720 km). On appelle heure origine l’instant initial de la rupture.

L’interprétation des trois phases principales P, S, R ou Q, que l’on reconnaît aisément sur de nombreux enregistrements, conduit à classer les sismogrammes en trois groupes selon que la distance de l’épicentre est inférieure à 1 000 kilomètres (séismes proches), comprise entre 1 000 et 11 000 kilomètres (séismes éloignés) ou supérieure à 11 000 kilomètres (séismes très éloignés).

Le début de l’enregistrement est toujours constitué par des ondes longitudinales. Par suite du redressement des trajectoires dans les couches superficielles à vitesse plus faible, leur composante verticale est dans la plupart des cas la plus grande. Le début des ondes S est en général marqué par une augmentation brusque de l’amplitude et de la pseudo-période sur les composantes horizontales, et surtout sur la composante SH normale au plan de propagation. La classification des séismes en fonction de la distance correspond aux milieux traversés par la trajectoire des ondes P directes: croûte, manteau, noyau externe et noyau interne; ces milieux sont séparés par les trois principales discontinuités reconnues: la discontinuité de Mohorovi face="EU Caron" カi が à la base de la croûte, les limites manteau-noyau externe et noyau externe-noyau interne.

Séismes proches et peu profonds

Les enregistrements de séismes proches se reconnaissent par leur courte durée, par les périodes, également courtes, des ondes P et S et par l’intervalle de temps inférieur à une minute et demie qui sépare les arrivées de ces dernières. Si le foyer est situé dans la croûte, on observe en première arrivée sur la composante verticale, jusqu’à des distances variant de 120 à 170 kilomètres, les ondes Pg propagées dans la croûte granitique avec une vitesse d’environ 6 kilomètres par seconde. Le début du train de plus grande amplitude sur une composante horizontale du déplacement représente la phase Sg qui peut masquer le début des ondes de surface. Aux plus grandes distances, les premières ondes sont propagées sous la croûte; les ondes Pn, interprétées comme des ondes coniques propagées à la limite supérieure du manteau, sont caractérisées par une vitesse constante de 8,2 km/s. Au-delà de la distance critique, la première arrivée d’ondes sur la composante verticale est généralement suivie de l’onde réfléchie sur la discontinuité de Mohorovi face="EU Caron" カi が (phase PmP).

Sismologie expérimentale

Les tirs expérimentaux apportent des données précises sur les vitesses de propagation et sur les surfaces de discontinuité dans la croûte terrestre et le manteau supérieur; cela, grâce à la possibilité de mettre en œuvre des moyens d’observation importants, de choisir les structures géologiques à étudier et de déterminer avec précision les points de tir ainsi que les temps d’émission et d’arrivée des ondes (précision du 1/100 de seconde). Les méthodes d’enregistrement et d’interprétation analogues à celles de la prospection sismique comportent, d’une part, l’enregistrement, à proximité de l’explosion, au moyen de sismographes disposés en alignement serré sur des profils de 10 à 15 kilomètres, des ondes réfléchies près de la verticale sur les surfaces de discontinuité ainsi que des ondes réfractées dans les couches sédimentaires et à la limite du socle granitique; d’autre part, l’enregistrement des ondes réfléchies près de l’angle critique et des ondes réfractées, au moyen d’alignements de sismographes pouvant s’étendre sur des distances de plusieurs centaines de kilomètres entre deux ou plusieurs points de tir (fig. 7).

Des formules générales ont été établies en réflexion et en réfraction, permettant de calculer les vitesses et les épaisseurs des couches pour n couches séparées par des surfaces planes présentant des pentes différentes, mais en supposant que la trajectoire est tout entière contenue dans un même plan passant par le point de tir et la station d’observation.

De nombreuses expériences de réflexion et de réfraction sismiques ont été faites dans le Bassin parisien, dans le Massif central, dans les Alpes, dans la vallée du Rhône et en Provence. Elles ont mis en évidence des vitesses de Pg comprises entre 6,0 et 6,2 km/s et de Pn de 8,1 à 8,2 km/s. Le rapport V^P/V^S est approximativement égal à 連3.

Séismes éloignés

Les phases P et S réfractées dans le manteau apparaissent avec une grande clarté, dans les séismes normaux, au-delà de 2 000 kilomètres (fig. 8). On constate, en particulier, l’allongement de l’enregistrement quand la distance de la station à l’épicentre augmente, en même temps que les trains d’ondes se séparent mieux les uns des autres.

On peut déterminer directement la nature de la première onde à partir des trois composantes du déplacement du sol; on vérifie ainsi qu’il s’agit d’une oscillation rectiligne dans le plan de propagation dont la direction donne l’angle d’émergence de la trajectoire. On peut également déterminer la direction de polarisation de l’onde S à partir des composantes SH (perpendiculaire au plan de propagation) et SV (perpendiculaire à la trajectoire dans le plan de propagation).

Les ondes directes P et S sont suivies d’autres trains d’ondes de plus basse fréquence que l’onde directe qui se sont propagés suivant d’autres trajectoires par suite d’une ou de plusieurs réflexions à la surface de la Terre ou sur des surfaces de discontinuité.

Les ondes de Love constituent les premiers trains d’ondes de surface enregistrés sur les composantes horizontales; ce sont des oscillations rectilignes perpendiculaires au plan de propagation qui sont caractérisées par leur grande période apparente décroissant en fonction du temps (dispersion normale).

Les ondes de Rayleigh apparaissent un peu plus tard sur la composante verticale et sur la composante horizontale dans le plan de propagation. La trajectoire elliptique des particules est parcourue dans le sens de la propagation à la partie inférieure de l’ellipse. La dispersion est bien observée sur la composante verticale.

Séismes très éloignés

Les séismes très éloignés sont caractérisés par l’apparition, en tête de l’enregistrement, des ondes longitudinales ayant traversé le noyau terrestre (fig. 9).

La forme compliquée de la courbe des durées de propagation (fig. 10) traduit la chute brusque de vitesse provoquant une zone d’ombre entre 105⁰ et 143⁰ de distance angulaire, en même temps que les ondes S disparaissent, et l’augmentation rapide de la vitesse à l’intérieur du noyau.

On y remarque également entre 137⁰ et 145⁰ une boucle supplémentaire BIJ interprétée par une petite baisse de la vitesse dans le noyau externe, immédiatement suivie par une augmentation de celle-ci. La phase Z, sur le prolongement de DE aux courtes distances, est interprétée, entre 109⁰ et 117⁰, comme l’onde réfléchie sur le noyau interne, à laquelle l’onde diffractée se superposerait entre 117⁰ et 120⁰. On observe, en outre, sur les sismogrammes verticaux, aux distances inférieures à 140⁰, de faibles ondes de courtes périodes (0,6 à 1 s) qui apparaissent avant la phase PKIKP (phase X) et sont attribuées à une dispersion anomale dans la partie extérieure du noyau interne.

Les enregistrements des séismes profonds se reconnaissent à la faible amplitude des ondes de surface par rapport à celle des ondes de volume, ainsi qu’à l’apparition, après les phases observées dans les séismes superficiels, d’ondes qui ont subi une réflexion près de l’épicentre: pP, sP, pPP, etc.

Des tables donnent les durées moyennes de propagation des différentes phases en fonction de la distance angulaire en degrés et de la profondeur du foyer. Des abaques (fig. 11), tracés sur support transparent, permettent un contrôle rapide de l’interprétation par superposition avec le sismogramme. Les tables de H. Jeffreys et K. E. Bullen (1940), encore utilisées, ont été complétées par M. Shimshoni (1967). Des corrections y ont été apportées par divers auteurs, d’après les enregistrements obtenus, en observatoires ou sur le terrain, à partir des sources superficielles bien repérées dans l’espace et dans le temps que sont les explosions nucléaires (Carder, 1966; Herrin, 1968; Hales et Roberts, 1970; Randall, 1971).

Énergie, absorption, diffusion

Dans le milieu réel, l’absorption et les innombrables petites irrégularités de la vitesse de propagation provoquent une perte d’énergie du front d’onde, plus particulièrement dans les couches supérieures. La proportion d’énergie absorbée et diffusée s’accroît rapidement quand la longueur d’onde décroît.

L’énergie des ondes sismiques qui peut être déterminée à partir des enregistrements en une station est fonction, d’une part, de l’énergie sismique à la source, de sa répartition spatiale et spectrale, des propriétés élastiques des milieux traversés au cours de la propagation et à la station. Les résultats des mesures effectuées sur les sismogrammes (amplitudes, périodes, spectres d’énergie) peuvent apporter des informations sur l’énergie sismique à la source et sur les milieux de propagation à condition de pouvoir séparer, dans les phénomènes étudiés, ceux qui se rapportent à la source et ceux qui concernent les milieux de propagation.

Ainsi, l’évolution des spectres d’énergie en fonction de la distance permet de déterminer les coefficients d’absorption à la base de la trajectoire. La comparaison des spectres d’énergie d’ondes provenant d’une même région et enregistrées à une même station, mais correspondant à des profondeurs de foyer différentes, apporte des informations sur la structure de la croûte et du manteau supérieur jusqu’à une profondeur de 720 kilomètres.

3. Paramètres du foyer

Épicentre

Les enregistrements obtenus en une seule station permettent de situer grossièrement la région épicentrale: on calcule la distance épicentrale à partir de la différence H^S 漣 H^P entre les heures d’arrivée des ondes S et P, et l’azimut de l’épicentre à partir des amplitudes Aⁿ et A^e de la première impulsion sur les composantes nord-sud et est-ouest (tg 見 = A^e /Aⁿ ), en tenant compte du sens de la composante verticale de ce premier mouvement. Le déplacement horizontal a lieu vers l’épicentre ou à l’opposé de celui-ci selon que le déplacement du sol est vers le bas (dilatation) ou vers le haut (compression). Un autre procédé de détermination rapide utilise les données de plusieurs stations, les distances étant déduites des différences de temps H^S 漣 H^P. La détermination peut être faite soit directement sur un globe terrestre, soit par le calcul. Ces méthodes sont cependant peu précises et ne peuvent servir qu’à un contrôle de l’interprétation. La détermination précise d’un épicentre utilise les différences entre les temps d’arrivée d’une même phase à différentes stations. Si l’on considère deux stations ayant enregistré les ondes P aux temps Hⁱ et H^j , la différence V (H^j 漣 Hⁱ ) définit un lieu possible pour l’épicentre. Si l’on dispose de plusieurs couples de stations, l’épicentre est déterminé par l’intersection des lieux correspondants à ces différents couples. Deux cas sont à considérer.

Cas des grands séismes

Les grands séismes sont généralement enregistrés par un grand nombre de stations sismologiques réparties sur l’ensemble du globe terrestre; mais, en raison de leur situation géographique ou de la profondeur de leur foyer, il est fréquent qu’on ne dispose pas d’enregistrements à courte distance. Dans ce cas, on utilise principalement les couples de stations ayant enregistré les ondes P réfractées dans le manteau. La détermination précise de l’épicentre ne doit pas faire appel aux tables de durées de propagation. On emploie, de préférence, la méthode des couples isochrones qui est un cas particulier de la méthode précédente: si deux stations Sⁱ et S^j reçoivent les ondes P en même temps et en l’absence d’hétérogénéité latérale, l’épicentre se trouve sur le grand cercle médiateur de Sⁱ S^j . Cette méthode donne de bons résultats, sous réserve des conditions suivantes:

– disposer de couples de stations bien répartis en azimuts, les deux stations du couple étant vues de l’épicentre sous un grand angle;

– éviter les stations situées en zones d’anomalie;

– n’utiliser que des données obtenues avec une précision de l’ordre du dixième de seconde.

Les distances angulaires entre les stations et la position présumée de l’épicentre doivent être comprises entre 25⁰ et 80⁰, d’une part afin de réduire le plus possible les anomalies dues à l’hétérogénéité du manteau supérieur, qui affectent les durées de propagation principalement aux distances de 10⁰ à 25⁰ et, d’autre part, pour éliminer les ondes diffractées ou réfléchies à la limite ou à l’intérieur du noyau qui, à plus grandes distances, peuvent donner lieu à des erreurs d’interprétation de la phase utilisée.

Cas des séismes proches

Dans tous les cas où l’on dispose d’un nombre suffisant d’enregistrements à courte distance, la détermination précise de l’épicentre doit être faite à partir des données de ces stations proches, qu’il s’agisse de l’étude d’un grand séisme ou de l’étude de la sismicité régionale.

L’hypothèse de base est une symétrie radiale du milieu de propagation autour de l’épicentre.

Si l’on interprète la phase considérée comme une onde réfractée à l’angle critique se propageant à la limite de deux milieux avec une vitesse V constante, la différence de distances à l’épicentre V (H^j 漣 Hⁱ ) entre deux stations qui reçoivent la même onde aux heures Hⁱ et H^j définit, dans un plan, une hyperbole comme lieu des points possibles pour l’épicentre.

En principe, toutes les données disponibles doivent être utilisées dans la détermination d’un épicentre. Mais la méthode doit être adaptée aux conditions particulières de l’étude:

– en vue des applications au génie parasismique, la plus grande précision possible doit être recherchée;

– à cet effet, la détermination doit faire appel, principalement, aux stations situées à une distance inférieure, en général, à 150 kilomètres, enregistrant trois composantes rectangulaires du mouvement et dotées d’un dispositif horaire permettant d’effectuer les lectures au dixième de seconde; la principale phase interprétée est donc la phase Pg; en général, la phase Sg n’apparaît clairement que sur les composantes horizontales et son heure d’arrivée est définie avec une précision moindre, mais sa détermination reste importante, dans tous les cas, à titre de contrôle et devient indispensable lorsque le début est trop faible pour être bien défini.

Dans la méthode graphique utilisant le tracé des hyperboles pour chaque couple de stations, une détermination comprend les étapes suivantes:

– le programme établi permet le tracé des hyperboles relatives aux ondes P et S, ainsi que celui des cercles définis par les différences H^S 漣 H^P, et donne directement les coordonnées des points d’intersection des hyperboles;

– ayant déterminé des valeurs provisoires des coordonnées X et Y de l’épicentre, on calcule les distances respectives du point (X, Y) à toutes les stations; on constate, en général, que les heures d’arrivée aux stations définissent, en fonction des distances correspondantes, des portions de droites;

– l’examen de ces hodochrones permet en premier lieu l’élimination des valeurs erronées; le contrôle de l’interprétation des phases comme Pg, Sg, Pn et Sn en deuxième lieu; enfin le calcul de la pente de chaque portion de droite qui définit la vitesse apparente.

La droite représentant H^S 漣 H^P en fonction de H^P définit, en principe, l’heure origine H⁰ au foyer, et sa pente fournit un contrôle de l’interprétation. Toutefois, les données relatives à la phase S étant souvent imprécises, une valeur approchée de H⁰ est plus souvent calculée à partir des heures d’arrivée de Pg aux stations les plus proches.

L’étude statistique des résultats obtenus pour de nombreux séismes permet de constater que, dans des régions présentant une structure géologique hétérogène, l’épicentre déterminé à partir des ondes Pn ne coïncide généralement pas avec celui que l’on obtient à partir des ondes Pg, ce qui s’explique par les épaisseurs différentes de la croûte terrestre lorsque les stations utilisées sont éloignées l’une de l’autre. Des erreurs plus importantes proviennent d’une mauvaise interprétation de la première arrivée d’ondes considérée comme Pn, alors que les hodochrones montrent qu’il s’agit d’une phase Pg ou PmP (réfléchie à la base de la croûte).

Profondeur du foyer

La profondeur du foyer des séismes enregistrés à moyenne ou grande distance est déterminée à partir des différences de temps pP 漣 P, sP 漣 P ou pPKP 漣 PKP.

Dans le cas des séismes proches, la profondeur du foyer peut être évaluée soit à partir des données macrosismiques lorsqu’elles permettent de définir l’épicentre macrosismique et les isoséistes dans l’ensemble de la zone macrosismique, soit à partir des enregistrements, à condition de disposer d’un nombre suffisant de stations proches.

Mécanisme au foyer

Les études théoriques distinguent deux catégories différentes de sources: un déplacement dans un plan de fracture ou un changement brusque de la densité ou des paramètres élastiques dans un certain volume constituant la source. Les divers modèles mathématiques qui ont été proposés ont pour principal objet de servir de guide dans l’interprétation des observations faites à la surface de la Terre en vue de déterminer les paramètres du foyer: orientation du plan de faille, direction du mouvement, moment sismique, énergie, etc. Dans les modèles statiques, on considère l’état initial avant la dislocation et l’état final après le séisme alors que les modèles dynamiques font intervenir la vitesse de rupture.

L’observation des grandes failles à la surface de la Terre, notamment de la faille de San Andreas, a conduit à expliquer les séismes normaux par l’accumulation, en un point de la croûte, de contraintes élastiques qui provoquent une rupture; cette dernière progresse le long du plan de faille en donnant naissance aux ondes élastiques qui se propagent à l’intérieur de la Terre ou le long de sa surface. Byerly (1926) a d’abord considéré le modèle simple d’un plan de faille vertical et d’un déplacement horizontal dans ce plan. Dans le cas d’un petit séisme enregistré par un réseau de stations proches, le premier mouvement, constitué par l’onde P, est toujours dirigé suivant la trajectoire, mais son sens dépend de la direction du déplacement dans le plan de faille et de la position de la station par rapport à la source. En portant, sur une carte géographique ou géologique, les emplacements de l’épicentre et des stations, avec l’indication, à chaque station, du signe + (compression) ou 漣 (dilatation), on constate que la zone d’observation est divisée en quatre quadrants dans lesquels le premier mouvement est alternativement une compression et une dilatation. Ces quadrants sont définis par les traces horizontales de deux plans orthogonaux; chacun d’eux est un plan nodal dans lequel le déplacement des ondes P est théoriquement nul. L’un est le plan de faille; l’autre, appelé plan auxiliaire, est perpendiculaire à la direction du déplacement dans le plan de faille; leur intersection, perpendiculaire à la direction du mouvement, a été désignée sous le nom de vecteur nul (Hodgson, 1957).

Mais les séismes résultent rarement d’un mouvement horizontal sur une faille verticale. Dans le cas plus général d’un plan de faille incliné dans lequel la direction du déplacement est quelconque, on se propose de déterminer l’orientation du plan de faille et la direction du déplacement dans ce plan. L’orientation du plan de faille est définie par l’azimut de sa trace horizontale à la surface de la Terre, par rapport à la direction du nord, et par sa pente.

Dans le cas où la faille est verticale et si le déplacement horizontal est prépondérant, on dit qu’il y a coulissage ou décrochement; celui-ci est dextre ou senestre selon qu’un observateur se tenant sur un bord de la faille verrait l’autre bord se déplacer vers sa droite ou vers sa gauche.

D’une façon générale, quand le plan de faille est incliné, la direction du déplacement est par convention celle du bloc supérieur par rapport au bloc inférieur. On la définit soit par l’angle qu’elle fait avec la direction de la trace (angle mesuré dans le plan de faille), soit par les trois composantes du rejet. Si le rejet correspond à un mouvement d’extension, le plan de faille est incliné vers le compartiment affaissé, on dit que la faille est normale; s’il correspond à une compression, la faille est inverse ^{[cf. FAILLES]}.

Dans le cas de séismes importants enregistrés par de nombreuses stations réparties à grandes distances de la source, les observations sont reportées en coordonnées polaires sur une petite sphère centrée sur la source, dans laquelle le milieu est supposé homogène et dont le rayon est habituellement pris comme unité. La représentation en plan du diagramme est ensuite faite par une méthode de projection (projection stéréographique, par exemple).

Une solution du plan de faille au moyen du premier mouvement de l’onde P est obtenue en pointant sur la sphère focale les stations d’observation, avec les symboles + ou 漣 selon qu’il s’agit d’une compression ou d’une dilatation, puis en divisant la sphère focale par deux grands cercles perpendiculaires, chaque quadrant contenant les compressions ou les dilatations. La méthode ne permet pas de déterminer lequel des deux plans nodaux est le plan de faille. Le choix peut être fait soit en se référant à des données géologiques, en particulier lorsqu’une faille est directement observée en surface (faille de San Andreas), soit au moyen des observations faites sur les ondes S. L’utilisation des diagrammes relatifs aux ondes S nécessite l’enregistrement des trois composantes du mouvement dans toutes les stations. Une première méthode, analogue à la précédente, consiste à utiliser seulement le signe de SH et de SV. La direction du premier mouvement est alors indiquée sur la projection au point correspondant à la station, pour chacune des trois phases P, SH et SV. La solution du plan de faille doit être conforme à la direction du premier mouvement dans les trois phases (Keylis-Borok, 1960). Dans une seconde méthode, Honda (1957) compare les amplitudes relatives de P et S dans un modèle théorique et dans les phases P, pP et ScS de séismes profonds ou intermédiaires dont les épicentres sont proches du Japon. La direction de polarisation des S est définie par l’angle 﨡 entre la direction du premier déplacement de l’onde S et le plan de propagation: tg 﨡 = SH/SV. Si l’on admet que l’angle 﨡 reste constant tout le long de la trajectoire, entre la source et la station, les composantes SV et SH à l’intérieur de la Terre peuvent être déterminées à partir des déplacements enregistrés à la station, ce qui permet de définir la direction du déplacement à la source.

Malheureusement, les études sur les ondes S conduisent actuellement à des conclusions peu cohérentes, et de nombreuses données complémentaires relatives à des distances et des azimuts variés sont nécessaires afin de permettre une comparaison avec les modèles mathématiques.

Une importante contribution aux études de mécanisme au foyer des grands séismes utilise les enregistrements à grande distance des ondes de Love et de Rayleigh de grande période obtenus dans divers azimuts autour de la source. L’application aux ondes de Rayleigh du séisme d’Alaska (10 juill. 1958) montre une distribution des phases et des amplitudes en quatre secteurs et indique une faille à coulissage dextre, approximativement en accord avec les observations à l’épicentre et avec les solutions du plan de faille déduites des ondes de volume (Brune, 1961).

Accélération, vitesse, déplacement

N. N. Ambraseys (1973) a attiré l’attention sur l’importance des observations dans la région épicentrale des grands tremblements de terre, là où les solutions élastiques ne s’appliquent pas.

Accélération

L’accélération est l’un des paramètres les plus usités dans les études de constructions résistant aux tremblements de terre. L’étude de soixante-dix enregistrements de sismographes strong-motion , d’après lesquels l’accélération résultante était égale ou supérieure à 0,2 g , a montré que, dans la région épicentrale, il n’existe pas de corrélation significative entre magnitude, distance et accélération maximale. La question de savoir s’il existe une limite supérieure des accélérations du sol est de grande importance pour l’ingénieur. On ne peut cependant pas y répondre en traitant le sol comme purement élastique. La réponse à cette question ne peut être obtenue que par l’observation sur place des effets des grands tremblements de terre, effets qui dépendent principalement des conditions locales.

Vitesse

En ce qui concerne les problèmes de génie parasismique, le paramètre le plus significatif n’est pas l’accélération, mais plutôt la vitesse du sol et la durée de la secousse. La question qui intéresse l’ingénieur est de savoir quelles valeurs peuvent atteindre les vitesses particulaires à la surface du sol.

Déplacement

On admet que la principale source de dommages, dans un grand séisme, est due à l’effet combiné de la déformation du sol et des forces d’inertie. Il est important de mesurer les déplacements permanents.

Résultats d’observation sur les séismes naturels

Les observations obtenues près de l’épicentre sont encore très peu nombreuses et il est probable que les plus grandes valeurs d’accélération et de vitesse mesurées (accélération et vitesses horizontales de 1,25 g et 115 cm/s, San Fernando, 9 févr. 1971) augmenteront encore avec de nouvelles observations. En raison de la rapide décroissance de l’énergie dans la zone plastique, par fractures et échauffement, il est probable que les valeurs près de la source sont beaucoup plus grandes que celles qui ont été observées, mais la probabilité de les observer en surface est très faible.

Explosions nucléaires

De grandes valeurs de paramètres ont pu être mesurées sur les sites d’essais nucléaires du Nevada. Les accélérations ont atteint 0,8 g dans les alluvions et 2,7 g sur la roche dure; les vitesses, 7 mètres par seconde dans les alluvions. Ces valeurs des paramètres ne sont pas forcément liées à de grandes énergies à la source, la principale condition d’observation étant la faible distance à la source, ce qui explique la pauvreté de la documentation dans le cas des séismes naturels où interviennent la profondeur du foyer et la densité insuffisante des réseaux d’enregistrement.

Énergie

On a vu que l’énergie E libérée à la source d’un tremblement de terre se partage en deux parties: la plus importante E^r est dissipée, près du foyer, dans la zone plastique; l’autre E^o , qui constitue l’énergie sismique, se propage sous forme d’ondes élastiques.

Si l’on considère une onde 行 ayant une surface S et si une fraction k de l’énergie est absorbée par unité de distance, on peut exprimer l’énergie E^o size=1^行 en fonction de l’énergie E size=1^行 traversant, dans l’unité de temps, une surface unité normale à la direction de propagation, à la distance de la source; en désignant par 1/F un coefficient de perte par réfraction aux discontinuités et par 1/q le rapport entre l’amplitude du déplacement du sol à la surface et l’amplitude incidente:

Dans l’hypothèse d’une onde sinusoïdale, on obtient la relation suivante entre l’énergie E^o size=1^行 de l’onde à la source et les valeurs A de l’amplitude et T de la période mesurées sur l’enregistrement:

Dans le cas général, on peut obtenir l’énergie d’une onde complexe par la transformée de Fourier. Afin d’obtenir l’énergie totale à la source, il faut tenir compte dans la sommation E^o size=1^行 de la nature du sol à la station, de la nature des ondes enregistrées, des trajectoires parcourues par les ondes, des propriétés des milieux de propagation et du mécanisme au foyer. Le calcul de l’énergie des ondes élastiques à la source a été tenté sur des séismes proches et, dans quelques cas, à partir des enregistrements d’explosions. D’après des résultats concordants obtenus dans des conditions très différentes (en 1952, en Champagne, avec des charges de 1 à 10 t, enregistrées entre 20 et 40 km; en 1959, dans l’Utah, avec des tirs de 500 à 1 200 t, entre 7 et 22 km, et au Nevada au moyen de l’explosion Rainier), l’énergie sismique des explosions E^o représenterait un quarantième de l’énergie initiale E. Les résultats obtenus sur des séismes proches ou éloignés sont très discordants.

Magnitude

Magnitude locale

La notion de magnitude a été introduite en 1935 par Charles Francis Richter en vue d’établir une échelle conventionnelle permettant de comparer entre eux les séismes locaux de Californie. Richter définit une magnitude locale M^L par la formule:

où A est l’amplitude maximale de la trace du séisme considéré, enregistré à une distance de l’épicentre et A⁰ l’amplitude maximale à la même distance d’un séisme particulier choisi comme référence. L’échelle de «magnitude locale de Richter» est définie par les conventions suivantes:

– les amplitudes A sont mesurées en millimètres et dixièmes de millimètres sur la trace d’un sismographe horizontal de torsion Wood-Anderson (période propre: 0,8 s; amplification maximale: 2 800; amortissement: 0,8);

– le séisme de référence, défini par A = A⁰ (magnitude nulle), est choisi tel que son amplitude maximale sur un enregistrement Wood-Anderson à 100 kilomètres de l’épicentre serait égale à 1/1 000 de millimètre.

– les logarithmes de base 10 sont utilisés; un séisme dont l’amplitude maximale mesurée à 100 kilomètres est égale à 1 millimètre a donc une magnitude locale égale à 3.

Les valeurs de log A⁰ en fonction de la distance ont été déterminées empiriquement à partir des séismes de Californie.

Séismes éloignés ou profonds

De nombreuses formules ont été proposées en vue d’étendre l’échelle de magnitude à toutes les distances épicentrales et aux séismes de profondeur supérieure à la normale. La formule fondamentale est:

où A est la plus grande amplitude du sol dans une certaine phase (onde de volume ou onde de surface), T est la période correspondante et 靖 ( , h ) la relation empirique amplitude-distance-profondeur correspondant à la magnitude zéro. 嗀M représente l’influence du site, du trajet de l’onde et des différences dans la profondeur du foyer et dans le mécanisme à la source.

Formules empiriques

Les mesures de l’amplitude maximale et de la période n’étant pas toujours possibles, en particulier dans le cas de séismes très proches d’une station où l’amplitude et la fréquence sont grandes, on utilise également pour le calcul de la magnitude la durée 精 de l’enregistrement, dans une formule empirique,

dont les coefficients ont été calculés par la méthode des moindres carrés en portant, pour tous les séismes et en chaque station, M size=1^靖 = M.

La durée 靖, mesurée en secondes sur la composante verticale, est l’intervalle de temps entre la première arrivée d’ondes et l’instant où l’amplitude du signal est égale à l’amplitude du bruit de fond avant l’arrivée de ce signal.

Moment sismique

K. Aki (1980) considère que le moment sismique est peut-être le meilleur paramètre pour mesurer la grandeur d’un tremblement de terre provoqué par un glissement de faille. Dans l’hypothèse d’un plan de faille rectangulaire (défini par l’azimut de sa trace et par sa pente) et d’une rupture se propageant suivant sa longueur, les cinq paramètres de la source sont: sa longueur L , sa largeur a , la vitesse de rupture v, le déplacement u et le temps de déplacement T. K. Aki définit le moment sismique par la relation:

( 猪: module de rigidité; : déplacement moyen; A = aL : surface du plan de faille).

Considérant, par ailleurs, l’énergie libérée E qui peut être exprimée par la formule approchée

où 靖 漣 est la moyenne des contraintes 靖⁰ et 靖¹ avant et après le séisme, il définit le rendement sismique 兀 = E^o /E, E⁰ étant l’énergie propagée sous forme d’ondes sismiques à partir de la zone focale; d’où il déduit la relation:

Cette dernière relation permet d’estimer la quantité 兀靖 si l’on peut estimer E⁰, M⁰ et 猪. Les observations sismiques ne fournissent pas d’information sur la valeur absolue des contraintes, mais on peut comparer les énergies libérées à la source par deux séismes ayant même origine si l’on admet que la fonction de source est la même dans les deux événements.

Lorsqu’il s’agit d’une faille superficielle, une estimation de M⁰ peut être déduite des observations faites en surface sur la longueur du plan de faille et sur le déplacement moyen , d’après le rejet ou des mesures géodésiques. La largeur du plan de faille, qui ne peut pas être déterminée directement, est caractéristique d’une région particulière; elle est probablement inférieure à 5 kilomètres dans la plupart des séismes de la faille San Andreas, alors qu’elle atteint plus de 100 kilomètres dans des séismes tels que ceux de T 拏ky 拏 en 1923 et d’Alaska en 1964. Dans un petit nombre de cas, des enregistrements obtenus très près d’un plan de faille ont permis une détermination directe de la vitesse de rupture (2,2 km/s dans le séisme de Parkfield, 1966), ainsi que de la vitesse de déplacement u /T (1,5 m/s). Les méthodes utilisées par les divers auteurs font appel à la comparaison entre les spectres de Fourier observés et les spectres déduits de différents modèles de sources. La première estimation du moment sismique a été tentée par Aki (1966) sur le séisme de Niigata (1964) en utilisant les ondes de Love de grande période enregistrées par le réseau mondial d’appareils américains. Dans d’autres déterminations, la méthode a été appliquée aux ondes de Love et aux ondes de Rayleigh. Les valeurs obtenues varient entre 10³⁰ dyn 練 cm pour les séismes du Chili (1960) et d’Alaska (1964) et environ 10¹² dyn 練 cm pour de petits séismes.

Kanamori a rassemblé les évaluations de M⁰, E⁰ et M relatives aux grands tremblements de terre survenus entre 1904 et 1976. De cette série hétérogène de données obtenues par diverses méthodes, il déduit des graphiques représentant l’évolution des paramètres en fonction du temps, d’après lesquels l’énergie libérée est beaucoup plus grande dans la période s’étendant de 1950 à 1965 que dans les périodes de 1920 à 1950 et de 1965 à 1976. Le désaccord constaté entre les valeurs de M⁰ et celles de la magnitude M montre que les valeurs de M conduisent à beaucoup sous-estimer l’énergie libérée par les grands tremblements de terre.

4. Résultats relatifs à la constitution interne de la Terre

Le problème fondamental de la sismologie est de déterminer, à partir des observations faites à la surface, les propriétés élastiques des couches qui constituent l’intérieur de la Terre: vitesses, absorption, dispersion.

La figure 12 donne une coupe schématique du globe terrestre d’après une synthèse des résultats obtenus, notamment par H. Jeffreys, N. Hai et B. Mohammadioun. La variation de la vitesse des ondes P en fonction de la profondeur met en évidence les discontinuités qui séparent la croûte, le manteau, le noyau externe et le noyau interne: une augmentation brusque à la base de la croûte (discontinuité de Mohorovi face="EU Caron" カi が, ou M), une chute brusque, de 13,6 à 8,1 km/s, à 2 894 梁 2 kilomètres et, à 5 121 kilomètres, une augmentation rapide, de 9,5 à 11,2 km/s, précédée d’une petite diminution. Les ondes S n’apparaissent plus au-delà de 2 894 kilomètres de profondeur.

Croûte

Les principaux résultats concernant la constitution de la croûte ont été déduits de l’étude des ondes émises par les séismes proches ou par les séismes provoqués (prospection sismique des sédiments et sismologie expérimentale). Les forages fournissent des informations directes sur les cinq premiers kilomètres. Les tirs expérimentaux ont apporté les premiers résultats précis sur la croûte continentale ou océanique, bouclier ou zone plissée, marge continentale, arc insulaire, etc.

La croûte océanique est constituée, sous les sédiments, par une seule couche dite basaltique, dans laquelle on observe des valeurs de la vitesse de P comprises entre 6,4 et 6,9 km/s. Elle est mince: la discontinuité M étant située à 10 ou 11 kilomètres au-dessous du niveau de la mer, l’épaisseur de la croûte peut être sensiblement inférieure à 5 kilomètres.

Dans la croûte continentale, on trouve partout une vitesse d’environ 6,2 km/s, que l’on attribue à des ondes coniques Pg propagées sous la limite supérieure du socle granitique. Les résultats concernant la partie profonde de la croûte sont beaucoup moins concordants, mais les valeurs trouvées pour la vitesse moyenne dans la croûte, voisines de 6,25 km/s, sont en faveur d’une croûte granitique sensiblement homogène, avec des intrusions de roches à plus grande vitesse de propagation dans certaines zones d’anomalies. La croûte continentale est épaisse, avec de fortes variations. Dans les plates-formes continentales, aux États-Unis, au Canada, en Australie, les épaisseurs connues sont comprises entre 35 et 37 kilomètres. En France, les valeurs restent comprises entre 20 et 30 kilomètres dans le Massif central et le Bassin parisien. En revanche, l’épaisseur de la croûte, estimée à 55 kilomètres dans les Alpes occidentales, atteint 70 kilomètres dans la Bernina, dans l’Hindu-Kúch et dans les montagnes de Kirghizie.

À la limite du continent et de l’océan, la discontinuité M remonte progressivement dans les marges continentales: dans le golfe de l’Alaska, on l’observe à 29 kilomètres près de la côte, entre 23 et 25 kilomètres sous le plateau continental, entre 13 et 15 kilomètres sous la fosse aléoutienne, entre 9 et 11 kilomètres sous les collines et la plaine abyssales; on ne la trouve pas sous les guirlandes volcaniques. D’autres zones d’anomalie récemment découvertes par la réfraction sismique sont caractérisées par la remontée à faible profondeur de roches à grande vitesse de propagation (7,2 à 7,4 km/s) dans la zone d’Ivrea, la dorsale médio-atlantique, les Carpates, la bordure orientale de la sierra Nevada.

Manteau

Les ondes coniques Pn se propagent à la limite supérieure du manteau avec une vitesse voisine de 8,2 km/s sous les continents et les océans. La réalisation de grands profils sismiques à partir des explosions nucléaires souterraines aux îles Aléoutiennes, au Nevada, au Sahara, ou à partir des tirs de 10 tonnes en mer et à partir de séismes (fig. 12) ont mis en évidence les importantes anomalies du manteau supérieur. L’existence d’une faible diminution de la vitesse des ondes P et S vers 100 kilomètres de profondeur est conforme aux spectres d’énergie des ondes P et PKP de séismes profonds qui ont permis de localiser la couche à faible vitesse entre 125-140 kilomètres et 235 kilomètres. Une remontée de cette couche jusqu’au voisinage de la surface pourrait expliquer les anomalies de vitesse dans la zone d’Ivrea, le Massif central, les crêtes océaniques et les guirlandes d’îles volcaniques (foyers à la base de la couche), tandis que la croûte océanique plongerait sous le continent à partir des fosses océaniques. À une profondeur plus importante, la vitesse croît rapidement jusque vers 700 kilomètres, plus lentement ensuite. Deux couches caractérisées par des spectres de basses fréquences ont été mises en évidence dans le manteau inférieur (B. Mohammadioun, 1966): la première, entre 620 et 950 kilomètres, a sa limite supérieure au voisinage de la profondeur à laquelle disparaissent les foyers sismiques; la seconde, à la base du manteau, se manifeste par une rapide décroissance des fréquences dominantes vers une profondeur de 1 850 kilomètres.

Noyau

La courbe de vitesse des ondes longitudinales montre:

– la chute brusque à la limite du noyau, provoquant une zone d’ombre entre 105⁰ et 143⁰ de distance angulaire, en même temps que les ondes S disparaissent;

– une faible croissance de la vitesse dans le noyau externe (E¹ et E²) et une petite décroissance à la limite de ce dernier (F);

– une augmentation rapide, mais continue, avec discontinuité de gradient, à l’entrée dans le noyau interne (G⁰);

– une croissance assez rapide de la vitesse dans la partie extérieure du noyau interne (G¹);

– peut-être une discontinuité correspondant à une faible chute de la vitesse entre G¹ et la partie centrale G² du noyau interne;

– une faible variation de la vitesse dans G²;

– enfin, une légère croissance de la vitesse vers le centre de ce dernier.

L’étude encore incomplète des spectres d’énergie montre également une structure stratifiée du noyau, ainsi que des corrélations importantes entre les variations des spectres et celles des vitesses.

Encyclopédie Universelle. 2012.