Foire aux questions

Le réseau accélérométrique complète le réseau sismique : il fournit des données lorsque de forts mouvements du sol saturent les sismomètres traditionnels. Les données accélérométriques sont très importantes, notamment parce qu’elles donnent aux ingénieurs les accélérations du sol que subissent les bâtiments et les ouvrages d’art lors d’un séisme.

Le nombre de séismes de magnitude supérieure à une valeur donnée diminue de manière logarithmique avec la magnitude, selon la relation de Gutenberg-Richter :

où :

• N : nombre annuel de séismes de magnitude supérieure à M ;
• M : magnitude ;
• a, b : constantes.

b est le plus souvent proche de 1 : les séismes de magnitude supérieure à M sont alors dix fois moins fréquents que ceux de magnitude supérieure à M − 1.

Dans le monde, la moyenne annuelle par classe de magnitude, calculée par l’USGS sur les observations depuis 1900, est la suivante :

Pour la Belgique et les régions frontalières, le catalogue des séismes de l’Observatoire royal de Belgique donne la relation suivante :

illustrée par ce graphique :

En Belgique, on compte donc en moyenne :

Beaucoup d’autres séismes, plus petits, se produisent sans être ressentis par la population ; les instruments les enregistrent toutefois.

Il existe deux méthodes de base pour localiser un tremblement de terre : la méthode des cercles et la méthode des hyperboles.

La méthode des cercles

Cette méthode suppose que les ondes sismiques vont en ligne droite du foyer aux stations. Ce n’est pas exact, mais cela suffit pour une première estimation de la position du séisme. Comme on connaît les vitesses des ondes P et des ondes S (voir Les ondes sismiques), l’écart entre leurs temps d’arrivée sur un sismogramme donne la distance entre la station et le foyer.

En effet, si _T_₀ est l’heure du séisme et d la distance :

En soustrayant ces deux équations, on obtient :

Avec l’écart des temps d’arrivée dans trois stations, on connaît la distance du séisme à chacune d’elles. On trace autour de chaque station un cercle de rayon d : l’intersection des cercles donne la position de l’épicentre. Pour un séisme profond, il faut tracer des sphères, dont l’intersection donne la position du foyer. La difficulté de cette méthode est que l’arrivée de l’onde S n’est pas toujours facile à repérer sur un sismogramme, surtout pour les petits séismes.

La méthode des hyperboles

Cette méthode, semblable à la première, n’utilise que les temps d’arrivée de l’onde P. Dans deux stations A et B :

En soustrayant ces deux équations, on obtient :

Cette équation décrit une hyperbole dont les stations A et B sont les foyers : l’épicentre se trouve sur cette hyperbole. En faisant de même avec une troisième station C, on obtient trois hyperboles qui se coupent en un point : l’épicentre du séisme.

Les méthodes modernes

Aujourd’hui, grâce aux progrès de l’informatique, des méthodes itératives calculent les paramètres d’un tremblement de terre (coordonnées, profondeur et heure d’origine) en réduisant au maximum les incertitudes. Elles reposent toujours sur le principe des cercles et des hyperboles.

Nous ne pouvons hélas pas vous aider davantage. La mission de l’Observatoire royal de Belgique est d’enregistrer et d’étudier les tremblements de terre qui se produisent en Belgique. Les vibrations dues à l’activité humaine (travaux, circulation, tirs de mine, etc.) ne sont pas des tremblements de terre et ne relèvent pas de notre domaine de recherche ; nous ne connaissons pas non plus la réglementation et les normes qui s’y appliquent. Les nuisances dues au bruit ou aux vibrations causées par des activités humaines relèvent de la compétence des Régions : voir « Nuisances dues au bruit et aux vibrations ».

Le service de séismologie de l’Observatoire royal de Belgique est régulièrement contacté par des personnes qui ont perçu des vibrations et se demandent si elles étaient dues à un séisme. Un appel isolé correspond toutefois rarement à un véritable séisme. Les séismes se produisent à une profondeur relativement grande : en Belgique, le plus souvent entre 2 et 25 km. À cette profondeur, l’atténuation des ondes sismiques est faible, si bien que les séismes de magnitude 2 ou plus qui se produisent en Belgique sont enregistrés par toutes les stations du réseau sismique belge. Les séismes plus petits sont rarement ressentis. Les séismes plus forts, à ces mêmes profondeurs, sont perçus sur un territoire plus large, donc par un grand nombre de personnes.

La plupart des appels que nous recevons concernent des vibrations dont la source se trouve en surface. Dans les couches superficielles de sédiments, ces vibrations s’atténuent rapidement : à quelques kilomètres de là, les sismomètres ne les enregistrent déjà plus. Si les vibrations qu’on nous signale n’apparaissent dans aucune station sismique, c’est qu’elles ne sont pas d’origine sismique. À la surface, des vibrations peuvent avoir une origine naturelle, par exemple le vent qui agit sur les arbres et les bâtiments. Beaucoup de vibrations sont aussi causées, directement ou indirectement, par l’activité humaine : circulation de poids lourds, activités industrielles, grands chantiers, tassement de couches superficielles après un abaissement de la nappe phréatique, parfois même concerts. Les tirs de mine dans les carrières et les mines causent eux aussi des vibrations qui peuvent être ressenties localement ; contrairement aux autres vibrations de surface, ils sont enregistrés par les sismomètres jusqu’à quelques dizaines de kilomètres. Pour limiter les perturbations dues aux vibrations artificielles, nous installons les sismomètres autant que possible dans des endroits calmes, ce qui n’est pas toujours facile dans un pays aussi peuplé que la Belgique.

Si vous avez ressenti une vibration dont les médias ne parlent pas (encore), il se peut qu’il s’agisse d’un petit séisme. Consultez d’abord les sismogrammes en temps réel de nos stations : si des perturbations apparaissent au même moment dans plusieurs stations, il s’agit probablement d’un séisme. Dans ce cas, remplissez notre questionnaire « Avez-vous ressenti un séisme ? » : vos réponses nous permettent d’établir rapidement la carte des effets et des éventuels dégâts du séisme sur le territoire belge.

Si la région où vous vous rendez est couverte de cercles rouges sur la carte de « Où les tremblements de terre se produisent-ils ? », il se peut que vous ressentiez un séisme pendant vos vacances. Cela ne veut pas dire qu’il sera destructeur. Si vous vous rendez dans une zone active, il peut toutefois être rassurant, pour vous et vos proches, de connaître les bons gestes en cas de séisme : voir « Que faire en cas de séisme ? ».

Quel que soit le pays où vous allez, si vous êtes au bord de la mer et ressentez un séisme, éloignez-vous le plus possible du rivage et cherchez refuge en hauteur : un tremblement de terre ressenti sur la côte peut être suivi d’un tsunami.

Bon voyage !

Les nuisances dues au bruit ou aux vibrations causées par des activités humaines relèvent de la compétence des Régions. Il peut être utile de s’adresser d’abord au service environnement de votre commune : c’est un service de proximité, qui a peut-être déjà reçu des plaintes semblables. Si cette démarche ne donne pas de résultat, vous pouvez faire appel à un expert en environnement. Ce sont les Régions qui agréent les laboratoires et les experts ; consultez le site de votre Région :

Région wallonne

• Choisir un laboratoire ou organisme agréé pour des mesures de bruit (wallonie.be)
• Portail de l’environnement de Wallonie

Région de Bruxelles-Capitale

Bruxelles Environnement est compétent : il traite les plaintes relatives au bruit et peut effectuer des mesures.

• Bruxelles Environnement

Région flamande

Le Département Environnement (Departement Omgeving) de l’autorité flamande est compétent :

• Experts agréés en bruit et vibrations (vlaanderen.be, en néerlandais), avec la liste des experts agréés (PDF).
• Il existe un service d’inspection de l’environnement, mais il renvoie le plus souvent vers le fonctionnaire de l’environnement de la commune ou vers la police.

Sur une carte du monde, les séismes dessinent les contours d’un puzzle dont les pièces sont les plaques tectoniques. Les séismes situés à la limite des plaques sont appelés séismes « interplaques » : ce sont de loin les plus nombreux. D’autres se produisent à l’intérieur même des plaques : ces séismes « intraplaques » sont beaucoup moins nombreux, mais peuvent eux aussi être destructeurs.

Sur la carte suivante, les cercles rouges représentent les séismes de magnitude supérieure à 5,0 survenus dans le monde entre le 1er janvier 2000 et le 31 décembre 2010.

La Belgique connaît aussi des tremblements de terre. La carte suivante montre ceux qui se sont produits entre le 1er janvier 2000 et le 31 décembre 2010.

Un séisme peut être ressenti, et provoquer des dégâts, à plus de 200 km de son foyer. L’importance des secousses et des dégâts dépend de la magnitude et de la profondeur du tremblement de terre.

Pour comprendre où, pourquoi, quand et comment les séismes se produisent dans une région, il faut connaître sa situation tectonique, c’est-à-dire la structure de la croûte terrestre et les déformations qu’elle subit. L’étude du lien entre l’activité sismique et la tectonique s’appelle la sismotectonique : voir la sismotectonique de la Belgique.

Aujourd’hui encore, il est impossible de prédire un séisme de grande magnitude. Nous connaissons les zones dites « à risque », mais nous ne pouvons pas déterminer avec précision le lieu exact et le moment d’un tremblement de terre. Certains indices, comme le comportement des animaux, ont parfois permis aux populations locales de se mettre à l’abri ; mais il est aussi arrivé que des séismes ne soient précédés d’aucun comportement inhabituel des animaux. Les tremblements de terre restent un phénomène naturel destructeur : la seule manière de s’en prémunir est de construire des infrastructures résistantes et d’apprendre à chacun les gestes à adopter en cas de séisme.

Les mesures par GPS des déplacements relatifs des plaques tectoniques, la connaissance des zones de subduction et des failles actives, l’étude de la sismicité et de la période de retour des tremblements de terre dans une région permettent d’estimer l’aléa sismique. Le moment de la rupture d’une faille ne peut toutefois pas être prédit avec assez de précision pour évacuer les populations.

Pour en savoir plus, en anglais, voir les pages de l’USGS :

• Can you predict earthquakes?
• Can we predict earthquakes? (enregistrement audio)

L’Eurocode 8 (EN 1998-1) est la norme européenne pour la conception des constructions résistant aux séismes. Elle est entrée en application début 2011 dans tous les États de l’Union européenne. Elle précise les éléments à prendre en compte dès la conception des bâtiments : voir la page Eurocode 8.

Avertissement

Notre pays est une zone dite calme, mais de grands séismes pourraient, comme par le passé, y causer des dégâts importants. Les consignes générales ci-dessous s’appliquent surtout dans les zones à risque élevé ; un certain nombre d’entre elles sont toutefois valables partout.

Avant

• Préparer un équipement minimum : radio portable avec piles, lampe de poche, eau potable, papiers personnels, médicaments indispensables, couvertures, vêtements de rechange.
• S’informer auprès des autorités sur les risques et les consignes de sécurité.
• Organiser le groupe dont on est responsable ; discuter en famille des mesures à prendre en cas de catastrophe (protection, évacuation, points de ralliement).
• Participer aux exercices de simulation, ou les suivre, et en tirer les leçons.
• Repérer les points de coupure du gaz, de l’eau et de l’électricité.
• Fixer les appareils et les meubles lourds.
• Préparer un plan de regroupement familial.

Pendant

• S’informer : écouter la radio pour connaître les premières consignes.
• Informer le groupe dont on est responsable.
• Ne pas aller chercher les enfants à l’école.
• Rester où l’on est :
  • à l’intérieur : se mettre près d’un mur ou d’une colonne porteuse, ou sous un meuble solide, et s’éloigner des fenêtres ;
  • à l’extérieur : ne pas rester sous des fils électriques ni sous ce qui peut s’effondrer (ponts, corniches, toitures…) ;
  • en voiture : s’arrêter et ne pas descendre avant la fin des secousses.
• Se protéger la tête avec les bras.
• Ne pas allumer de flamme.

Après

• S’informer : écouter et suivre les consignes données par la radio et les autorités.
• Informer les autorités de tout danger observé.
• Apporter une première aide aux voisins ; penser aux personnes âgées et aux personnes handicapées.
• Se mettre à la disposition des secours.
• Ne pas téléphoner, sauf en cas d’urgence absolue.
• Évaluer les dégâts et les points dangereux, et s’en éloigner.
• Se méfier des répliques : d’autres secousses peuvent suivre la première.
• Ne pas prendre l’ascenseur pour quitter un immeuble.
• Vérifier le gaz, l’eau et l’électricité : en cas de fuite, couper l’alimentation, ouvrir portes et fenêtres, quitter les lieux et prévenir les autorités.
• S’éloigner des côtes, même longtemps après la fin des secousses, en raison d’éventuels tsunamis (raz-de-marée).

En savoir plus

Les conseils de l’USGS, en anglais :

• What can I do to be prepared for an earthquake?
• What should I do during an earthquake?
• What should I not do during an earthquake?
• What do I do after an earthquake?

Les effets d’un tremblement de terre peuvent être très divers et varient d’un endroit à l’autre.

De la simple vibration du sol à la modification du paysage, tout dépend de la magnitude du séisme, de sa profondeur et de la distance à l’épicentre. La nature du sol peut aussi amplifier localement les ondes sismiques.

Plusieurs phénomènes, indépendants les uns des autres, peuvent menacer des vies :

• les dégâts aux bâtiments ;
• les glissements de terrain ;
• la rupture de la faille jusqu’à la surface, qui modifie le paysage ;
• la liquéfaction des sables.

Les tremblements de terre sous-marins peuvent en outre provoquer des tsunamis, souvent beaucoup plus destructeurs que le séisme lui-même (voir « Y a-t-il chaque fois un tsunami ? »).

Les tsunamis sont de grandes vagues qui naissent lorsque d’importantes masses d’eau sont mises en mouvement dans les océans, les mers intérieures ou parfois les lacs. Plusieurs phénomènes peuvent en être la cause :

• les grands tremblements de terre sous-marins ;
• les grands glissements de terrain, sur la côte ou sous l’eau ;
• les éruptions volcaniques : le flanc d’un volcan côtier s’effondre dans l’eau, ou une éruption sous-marine déplace de grandes masses d’eau.

Parmi toutes ces causes, ce sont les tremblements de terre sous-marins qui sont le plus souvent à l’origine des tsunamis. Tous les séismes sous-marins, même importants, ne provoquent pas de tsunami : il faut que le glissement entre les plaques tectoniques soit, au moins en partie, vertical. C’est lorsque le fond de l’océan se soulève ou s’affaisse qu’il déplace les masses d’eau et déclenche un tsunami. Si le mouvement entre les plaques est surtout horizontal, il n’y a (presque) pas de tsunami.

Il ne semble pas y avoir objectivement plus de séismes, ni plus de grands séismes, aujourd’hui qu’avant. L’impression contraire vient de plusieurs facteurs :

• Le réseau des stations sismiques est aujourd’hui très dense à travers le monde. Il permet de localiser de très petits tremblements de terre qui passaient autrefois inaperçus.
• La population augmente : les grands tremblements de terre touchent plus de monde et provoquent plus de dégâts.
• Les moyens de communication diffusent très vite l’information sur un séisme, même lorsqu’il n’a fait aucune victime.

Même si plusieurs séismes de magnitude supérieure à 7,0 ont été enregistrés ces dernières années, il s’agit d’une variation normale : cela ne veut pas dire qu’il y en aura de plus en plus.

Pour les statistiques mondiales, voir les pages de l’USGS (en anglais) :

• Lists, maps and statistics
• Why are we having so many earthquakes? Has naturally occurring earthquake activity been increasing?

Une faille est une cassure de la croûte terrestre le long de laquelle les deux blocs se déplacent l’un par rapport à l’autre. Ce mouvement relatif peut prendre plusieurs formes : on parle de faille normale, de faille inverse ou de faille de décrochement selon le déplacement des blocs de part et d’autre de la faille.

Une animation simple, en anglais, est souvent plus parlante : voir les animations de l’IRIS.

La pesanteur g est l’accélération que subissent tous les corps à la surface de la Terre : c’est elle qui fait tomber la pomme de l’arbre, attirée vers le sol par la force de pesanteur

où m est la masse de l’objet.

Mathématiquement, g s’exprime par :

où :

• G est la constante de gravitation universelle, 6,674 30 × 10⁻¹¹ m³·kg⁻¹·s⁻² (valeur CODATA 2022) ;
• M_T est la masse de la Terre ;
• R est le rayon de la Terre.

La valeur de 9,81 m/s² est une moyenne communément admise, mais g varie dans l’espace (entre autres parce que la Terre n’est pas une sphère parfaite et qu’elle tourne sur elle-même) et dans le temps (les mouvements de la Lune et du Soleil influencent aussi g). Voir aussi « Qu’est-ce que la pesanteur ? ».

Avant la mise en service des premiers sismographes, à la fin du XIX^e siècle, les seules informations disponibles sur les tremblements de terre étaient la manière dont les témoins avaient ressenti les vibrations du sol et les dégâts éventuels.

La nécessité de classer les tremblements de terre selon leur importance a conduit à la notion d’intensité : la mesure, en un lieu donné, des effets d’un séisme sur les personnes, sur leur environnement naturel et sur les constructions. La première échelle d’intensité largement utilisée est celle de l’Italien Mercalli (1902). Elle compte douze degrés, notés en chiffres romains, de I (non ressenti) à XII (destruction totale).

D’autres échelles d’intensité en ont été dérivées, chacune avec ses propres critères pour distinguer les degrés. En Europe, l’échelle la plus utilisée a longtemps été l’échelle MSK, établie en 1964 par Medvedev, Sponheuer et Kárník ; elle a été remplacée par l’échelle macrosismique européenne EMS-98.

Contrairement à la magnitude, l’intensité dépend du lieu d’observation. Elle diminue en général avec la distance à la source sismique, qui peut s’étendre loin de l’épicentre lors des grands séismes. L’intensité dans la zone épicentrale est notée I₀. L’intensité peut toutefois augmenter localement lorsque d’épaisses couches de sédiments meubles amplifient les vibrations (« effet de site »).

Depuis 1932, après chaque tremblement de terre ressenti en Belgique, l’Observatoire royal de Belgique mène une enquête sur ses effets. Les témoignages et les dégâts signalés permettent d’établir une carte macrosismique, qui montre la répartition de l’intensité. Sur ces cartes, des courbes appelées isoséistes délimitent les zones d’intensité égale. Bien que cette méthode soit antérieure aux sismographes, les cartes macrosismiques complètent utilement leurs mesures : elles donnent une bonne image de la répartition complexe des mouvements du sol et de la nature des dégâts, même là où il n’y a pas d’instruments. Elles sont aussi très utiles au génie parasismique, car elles montrent les endroits les plus vulnérables lors d’un futur séisme du même type, et elles contribuent à l’établissement des normes de construction.

Des cartes ont été établies pour les séismes suivants (cliquer sur une carte pour l’agrandir) :

Magnitude locale (échelle de Richter)

L’intensité est un moyen de classement utile, mais elle a plusieurs défauts. Pour les grands séismes qui se produisent dans des régions isolées, comme les déserts, ou dans les océans, l’intensité est difficile à déterminer. De plus, le degré d’intensité ne reflète pas nécessairement les dimensions réelles de la source sismique. C’est pourquoi Richter a introduit en 1935 la notion de magnitude.

La magnitude s’exprime par un seul nombre, sans dimension. Elle indique la force du séisme, quel que soit l’endroit où on l’observe. Elle est calculée à partir de l’amplitude des vibrations mesurée sur les sismogrammes : elle n’est donc plus subjective. Comme la magnitude par laquelle les astronomes expriment l’éclat d’une étoile, la magnitude d’un séisme suit une échelle logarithmique : une unité de magnitude en plus correspond à une amplitude dix fois plus grande (tous les autres paramètres restant les mêmes). Richter a défini la magnitude locale (M_L) comme :

où :

• A est l’amplitude maximale mesurée sur le sismogramme, qui représente le mouvement maximal du sol enregistré par un sismographe à une distance Δ de l’épicentre ;
• A₀(Δ) est l’amplitude maximale pour un séisme de magnitude 0 enregistré à la même distance Δ de l’épicentre. Ce terme est fixé à l’avance et varie selon la région considérée.

Pour la Californie, Richter a défini un séisme de magnitude 3,0 comme un séisme qui produit un déplacement de 1 mm sur un sismographe Wood-Anderson placé à 100 km de l’épicentre. Un sismographe Wood-Anderson a une période propre de 0,8 s et amplifie environ 2 800 fois le mouvement du sol pour les ondes de cette période. Un séisme qui provoque sur cet appareil un déplacement de 10 mm a donc une magnitude de 4,0. Pour d’autres distances entre l’épicentre et la station, des corrections sont nécessaires à cause de l’atténuation.

La magnitude locale se détermine sur la composante horizontale maximale du mouvement du sol causé par les ondes de fréquence supérieure à 1,25 Hz (période inférieure à la période propre du sismographe Wood-Anderson). Elle convient surtout aux séismes de la croûte jusqu’à une distance d’environ 1 000 km. Comme la référence est un séisme situé à 100 km, la magnitude locale serait incorrecte pour des séismes beaucoup plus lointains.

Autres échelles de magnitude

Pour comparer la magnitude de tous les tremblements de terre, proches ou lointains, plusieurs échelles ont été dérivées de celle de Richter. Elles ont toutes la forme :

où :

• A est le mouvement maximal du sol ;
• T est la période de l’onde d’amplitude maximale ;
• F(h, Δ) est un terme d’atténuation qui dépend de la profondeur du séisme (h) et de la distance entre l’épicentre et le sismographe (Δ) ;
• C est un facteur de correction régional, déterminé empiriquement.

Pour les téléséismes (séismes à plus de 1 000 km de la station), on utilise deux échelles :

• la magnitude des ondes de surface (M_S), déterminée sur l’amplitude maximale des ondes de surface de période proche de 20 s. Lors des grands séismes, ces ondes sont enregistrées dans le monde entier. Cette échelle ne convient pas aux séismes dont le foyer est à plus de 60 km de profondeur, car ils produisent peu d’ondes de surface ;
• la magnitude des ondes de volume (m_b), déterminée sur l’amplitude maximale des ondes P, de période proche de 1 s. Cette échelle convient aussi aux séismes profonds, mais seulement à une distance épicentrale inférieure à 103° (environ 11 000 km) : au-delà commence la « zone d’ombre » des ondes P.

Toutes ces échelles saturent pour les plus grands séismes : voir « Moment sismique » et la magnitude de moment M_W.

Malgré le soin apporté à la fabrication du ressort, le facteur d’étalonnage des gravimètres relatifs à ressort varie généralement dans le temps, et leurs mesures dérivent fortement.

C’est pourquoi l’Observatoire a installé en 1995 un gravimètre à supraconductivité à la station de Membach (PDF), près d’Eupen. Un autre gravimètre à supraconductivité a été installé fin 2014 à Rochefort (projet KARAG).

Dans cet instrument, la suspension à ressort est remplacée par la lévitation magnétique d’une sphère, produite par des courants permanents qui circulent dans deux bobines. L’ensemble, rendu supraconducteur et maintenu à −269 °C, est très stable : il mesure les variations temporelles de g avec une précision cent fois plus élevée que celle des gravimètres à ressort classiques, avec une très faible dérive à long terme.

Contrairement aux gravimètres à ressort, le gravimètre à supraconductivité n’est toutefois pas transportable. Ses mesures sont visibles en direct : voir les variations de g en temps réel.

Un gravimètre absolu mesure directement l’intensité de la pesanteur.

Le principe consiste généralement à observer la chute d’une masse dans le vide : le temps qu’elle met à parcourir une distance donnée donne directement la valeur de g.

Le gravimètre absolu FG5 observe ainsi la chute libre d’un réflecteur en coin de cube, lâché à de nombreuses reprises. Cette masse d’épreuve parcourt 20 cm en 0,2 seconde dans une chambre à vide. Elle est entourée d’un boîtier qui l’accompagne dans sa chute pour éviter les effets de traînée des molécules d’air résiduelles ; un moteur entraîne ce boîtier, assure les remontées et contrôle les chutes.

La position de la masse est mesurée par interférométrie laser. L’un des bras d’un interféromètre de Mach-Zehnder, le faisceau de mesure, est envoyé vers le réflecteur en chute libre. Celui-ci le renvoie vers un autre réflecteur, suspendu à un sismomètre à longue période (période propre d’environ 60 s) qui fournit un référentiel inertiel. Le faisceau de mesure se recombine ensuite avec l’autre faisceau, dit de référence. Pendant la chute, la masse fait défiler des franges d’interférence, détectées par une photodiode à avalanche et chronométrées par une horloge atomique au rubidium. L’étalon de longueur est un laser hélium-néon stabilisé sur l’iode : les mesures absolues de pesanteur sont donc directement rattachées aux unités de longueur et de temps du Système international.

Des laboratoires développent aussi des gravimètres à atomes froids, qui mesurent la trajectoire d’atomes en chute libre.

Dans un gravimètre relatif, le déplacement d’une masse suspendue est proportionnel aux variations de g.

Fondamentalement, ces instruments ressemblent beaucoup aux sismomètres. Ils observent simplement les mouvements de la masse suspendue au ressort dans une bande de fréquences bien plus basse, c’est-à-dire à des périodes bien plus longues : de la minute à plusieurs mois. Cela demande des systèmes de suspension très stables dans le temps, très difficiles à réaliser. Il s’agit le plus souvent d’instruments mobiles, destinés aux mesures de terrain.

Les gravimètres relatifs ne donnent pas directement la valeur de la pesanteur, mais, très sensibles à ses variations, ils permettent de cartographier avec précision la différence de pesanteur par rapport à un point de référence.

Les gravimètres à ressort (une masse connue tire plus ou moins sur un ressort dont on mesure l’allongement) atteignent une précision de 10⁻⁸ m·s⁻² (environ 10⁻⁹ g).

Les gravimètres supraconducteurs (une sphère métallique mise en lévitation par un champ magnétique) sont encore plus précis, de l’ordre de 10⁻⁹ m·s⁻² (environ 10⁻¹⁰ g) : voir « Comment fonctionne un gravimètre à supraconductivité ? ».

Introduction

Le sismomètre est le premier maillon de la chaîne de mesure des ondes sismiques. Son rôle est de traduire les mouvements du sol en une tension électrique proportionnelle, enregistrée par un système d’acquisition.

Le mouvement du sol se caractérise par sa vitesse et son accélération. Le sismomètre peut donc être vu comme un transducteur vitesse-tension ou accélération-tension, l’accélération étant simplement la dérivée de la vitesse par rapport au temps.

Le sismomètre, ou géophone, est à la base un système mécanique. Il existe aussi des sismomètres dits électroniques : ce sont en fait des sismomètres mécaniques dont le signal de sortie est traité électroniquement avant d’être transmis au système d’acquisition. Ce traitement améliore nettement les caractéristiques du simple géophone mécanique.

Classification des sismomètres

Un tremblement de terre naît de forces internes qui provoquent des ruptures dans la roche. Ces ruptures produisent des ondes qui se propagent dans la Terre et que nous ressentons comme des secousses. Les sismologues étudient ces ondes, qui couvrent une large gamme de fréquences, de 1 mHz à 100 Hz, soit des périodes de 0,01 s à 1 000 s (tableau 1). Comme un sismomètre ne mesure qu’une partie de cette gamme, on classe les sismomètres selon les fréquences qu’ils couvrent.

Tableau 1 : étendue des fréquences du mouvement du sol

On distingue principalement deux catégories de sismomètres : les sismomètres à courte période, sensibles aux fréquences supérieures à 1 Hz (périodes inférieures à 1 s), et les sismomètres à longue période ou large bande, sensibles aussi aux fréquences inférieures à 1 Hz.

Ainsi, un sismomètre à courte période de bande passante 1 Hz – 80 Hz complète un sismomètre large bande couvrant la gamme de 0,0028 Hz (360 s) à 50 Hz.

On distingue aussi le sismomètre vertical (figure 1a) du sismomètre horizontal (figure 1b). Le premier mesure les mouvements selon la verticale, l’axe qui passe par le centre de la Terre ; le second, les mouvements dans une direction horizontale, perpendiculaire à cet axe.

Principe de fonctionnement

Prenons un sismomètre vertical. Il se compose d’une masse suspendue par des ressorts à l’intérieur d’un boîtier. La masse porte un enroulement de fil, une bobine, tandis que le boîtier porte un aimant. L’ensemble est monté de sorte que la bobine puisse se déplacer dans le champ magnétique de l’aimant (figure 1c).

Lors d’un tremblement de terre, le boîtier suit les mouvements du sol, tandis que la masse, du fait de son inertie et de sa suspension élastique, tend à rester immobile. La bobine voit alors le champ magnétique se déplacer autour d’elle. La tension électrique aux bornes de la bobine est proportionnelle à la vitesse de ce déplacement ; comme le champ se déplace à la vitesse du sol, on obtient un transducteur vitesse du sol – tension électrique (figure 2).

Ce système a bien sûr ses limites, d’ordre mécanique (masse, raideur du ressort et amortissement) comme d’ordre électrique (bobine, aimant).

Pour les mouvements lents, de fréquence inférieure à la fréquence propre du système masse-ressort, la masse ne reste plus immobile : elle suit le boîtier, donc le sol, et la tension produite devient très faible. Cela fixe la fréquence la plus basse que le sismomètre peut mesurer.

Pour les mouvements très rapides, la réponse est limitée par les résonances parasites de la suspension et par l’inductance de la bobine. Cela fixe la fréquence la plus haute mesurable.

Caractéristiques

Les principales caractéristiques d’un sismomètre sont : ses fréquences limites inférieure et supérieure ; son facteur de transduction G (en V/(m/s)) ; son coefficient d’amortissement ζ (sans unité).

Les fréquences limites inférieure et supérieure définissent la gamme de fréquences que le sismomètre peut mesurer.

Le facteur de transduction relie la tension mesurée à la vitesse du sol correspondante. Exprimé en volts par unité de vitesse, plus il est grand, plus le sismomètre peut mesurer de faibles mouvements du sol.

Le coefficient d’amortissement détermine la manière dont le sismomètre répond aux différentes fréquences du mouvement du sol. On cherche à s’approcher d’un coefficient de 0,707, meilleur compromis entre une réponse en fréquence plate, un facteur de transduction élevé et une fréquence de coupure inférieure basse (figure 3).

Étalonnage

Pour un sismomètre mécanique, l’étalonnage consiste à déterminer ses caractéristiques propres : fréquence propre, amortissement et facteur de transduction. Une fois ces caractéristiques connues, on peut modifier le comportement du sismomètre selon les besoins (par exemple, un coefficient d’amortissement de 0,707), d’une simple résistance en sortie du capteur jusqu’à un système électronique à contre-réaction.

Pour un sismomètre électronique, on ne peut pas parler de caractéristiques propres, puisqu’un circuit électronique fait partie intégrante de l’instrument et modifie déjà ses caractéristiques.

Documentation

Un poster (PDF) décrit l’ensemble de la chaîne de mesure des mouvements du sol.

Système de classification

Chaque degré d’intensité de l’échelle EMS-98 est défini à partir de trois critères :

1. la perception par les personnes ;
2. les effets sur les objets et sur l’environnement naturel ;
3. les dégâts aux bâtiments.

Les constructions sont classées de A à F par vulnérabilité décroissante.

Les proportions sont décrites, approximativement, par :

• « quelques » (de 0,1 à 15 %) ;
• « beaucoup » (de 15 à 55 %) ;
• « la plupart » (plus de 55 %).

On distingue cinq degrés de dégâts aux constructions :

1. dégâts légers : fines fissures dans le plâtre, chute de petits morceaux de plâtre ;
2. dégâts modérés : petites fissures dans les murs, chute de gros morceaux de plâtre et de tuiles, fissures dans les cheminées ou chute de parties de cheminées ;
3. dégâts importants : grandes et profondes fissures dans les murs, chute de cheminées ;
4. dégâts très importants : brèches dans les murs, effondrement partiel, dislocation de l’ossature, effondrement des murs intérieurs ;
5. destruction : effondrement total ou presque total.

Définition des degrés d’intensité

Chaque degré peut aussi comprendre les effets des degrés inférieurs lorsqu’ils ne sont pas mentionnés explicitement. Les effets sur le sol sont traités séparément dans le texte de l’échelle. Ce résumé reprend la partie principale de l’échelle ; le texte officiel fait foi.

En savoir plus

• EMS-98, page de l’échelle sur le site du GFZ (Potsdam), en anglais, avec les versions dans d’autres langues
• Grünthal, G. (éd.), European Macroseismic Scale 1998, Conseil de l’Europe, Luxembourg, 1998 : doi:10.2312/EMS-98
• Forme abrégée de l’échelle EMS-98

Le moment sismique d’un tremblement de terre est aussi proportionnel à l’énergie libérée sous forme d’ondes sismiques :

où :

• μ est le module de cisaillement (ou module de rigidité), d’environ 3 × 10¹⁰ N·m⁻² ;
• Δσ est la chute de contrainte sur le plan de faille au moment du séisme, le plus souvent d’environ 30 bars, soit 3 × 10⁶ Pa.

En première approximation, l’énergie rayonnée augmente donc, comme le moment sismique, d’un facteur 32 environ par unité de magnitude. Un séisme de magnitude de moment 7,0 libère ainsi près de 1 000 fois plus d’énergie qu’un séisme de magnitude 5,0.

Le graphique ci-dessous montre le lien entre la magnitude de moment et l’énergie sismique, comparée à celle d’autres phénomènes naturels et artificiels. Par exemple, l’énergie libérée par la chute d’une masse d’une tonne d’une hauteur de 100 m est comparable à celle d’un séisme de magnitude 1.

La forme abrégée de l’échelle macrosismique européenne, tirée de sa partie principale, donne une vue très simplifiée et générale de l’échelle EMS. Elle peut par exemple servir à des fins éducatives. Elle ne convient pas pour estimer une intensité : voir pour cela l’échelle EMS-98 complète.

Source : forme abrégée de l’EMS-98, voir la page de l’échelle sur le site du GFZ (en anglais).

Depuis la fin du XIX^e siècle, des sismomètres sont installés tout autour de la Terre. Lors de grands séismes, comme celui de San Francisco en 1906, les ondes émises ont pu être enregistrées par l’ensemble des instruments. L’étude de ces enregistrements a montré aux sismologues que la Terre n’est pas une boule homogène : elle ressemble plutôt à un fruit, avec en son centre une graine solide (le noyau interne), entourée d’un noyau externe liquide, le tout enveloppé d’un manteau solide qui se déforme lentement, lui-même surmonté de la croûte. Les sismologues ont aussi pu déterminer l’épaisseur de cette croûte, différente sous les continents et sous les océans.

Pour en savoir plus sur les ondes qui ont permis ces découvertes, voir « Les ondes sismiques : qu’est-ce que c’est ? ».

La rupture des roches, le glissement le long de la faille, produit des ondes qui se propagent dans le milieu autour de la source.

Les ondes sismiques sont des ondes élastiques : elles traversent un milieu sans le modifier durablement. L’impulsion de départ « pousse » des particules, qui poussent à leur tour les particules voisines avant de reprendre leur place, et ainsi de suite. Les vibrations produites par un séisme se propagent dans toutes les directions. Leur vitesse et leur amplitude sont modifiées par les structures géologiques traversées : les signaux enregistrés combinent donc des effets liés à la source, aux milieux traversés et aux instruments de mesure. Les ondes sismiques traversent tout le globe et renseignent sur sa constitution.

On distingue deux grandes familles d’ondes.

Les ondes de volume se propagent à l’intérieur de la Terre. Leur vitesse dépend du matériau traversé et augmente en général avec la profondeur. Il en existe deux types :

• les ondes de compression, ou ondes P (ondes primaires, ou longitudinales). À leur passage, le sol subit des dilatations et des compressions successives, parallèlement à la direction de propagation. Ce sont les plus rapides (environ 6 km/s près de la surface) : elles arrivent les premières sur un sismogramme ;
• les ondes de cisaillement, ou ondes S (ondes secondaires, ou transversales). À leur passage, le sol se déplace perpendiculairement à la direction de propagation. Elles ne se propagent pas dans les liquides : elles sont notamment arrêtées par le noyau externe de la Terre, qui est liquide. Plus lentes que les ondes P, elles arrivent en second sur les sismogrammes.

Les ondes de volume se propagent un peu comme la lumière : elles peuvent être réfléchies ou réfractées, c’est-à-dire déviées, à chaque changement de milieu, par exemple entre le manteau et le noyau. Elles suivent ainsi des trajets parfois très complexes à l’intérieur de la Terre, et n’arrivent pas toutes en même temps au même endroit.

Les ondes de surface sont guidées par la surface de la Terre. Leur effet rappelle les rides à la surface d’un lac. Elles sont moins rapides que les ondes de volume, mais leur amplitude est généralement plus forte. On distingue :

• l’onde de Love : le sol se déplace comme pour une onde S, mais sans mouvement vertical. Ces secousses horizontales causent de nombreux dégâts aux fondations des bâtiments ;
• l’onde de Rayleigh : le mouvement, à la fois horizontal et vertical, est elliptique, un peu comme celui d’une poussière portée par une vague.

Les ondes de Love se propagent à environ 4 km/s : elles sont plus rapides que les ondes de Rayleigh.

Une zone de subduction est une zone où une plaque tectonique, généralement océanique, s’enfonce dans le manteau terrestre en passant sous une autre plaque, continentale ou océanique.

On trouve les zones de subduction surtout sur le pourtour de l’océan Pacifique, mais aussi en Méditerranée, où la plaque africaine s’enfonce sous la plaque eurasienne.

C’est dans ces zones de subduction que se produisent les séismes de plus forte magnitude. Par exemple, le séisme du 11 mars 2011 au large de la côte est de Honshu, au Japon (magnitude M_W 9,0), a provoqué un tsunami qui a fait de très nombreuses victimes.

Pour en savoir plus sur la subduction et le volcanisme de subduction : voir Vulcania.

Chacune des échelles de magnitude décrites dans « Magnitude » a ses limites. Ces échelles sont en outre sujettes à la saturation : au-delà d’une certaine valeur, la magnitude obtenue est trop faible. Cette limite se situe vers 6 pour la magnitude locale et la magnitude des ondes de volume ; la magnitude des ondes de surface sature à partir de 7,5 environ.

Le paramètre physique le plus adapté pour décrire la « taille » d’un séisme est le moment sismique, introduit par Aki en 1966. Il est directement lié aux dimensions de la source sismique :

où :

• μ est la rigidité du milieu, c’est-à-dire de la croûte terrestre dans la zone du foyer (environ 3 × 10¹⁰ N·m⁻²) ;
• L et W sont la longueur et la largeur de la zone de rupture, la partie de la faille qui a glissé pendant le séisme ; la longueur se mesure le long de la direction de la faille, la largeur selon sa pente ;
• D est le déplacement moyen des deux blocs le long de la faille.

Paramètres de la source sismique

Le moment sismique s’exprime en N·m. Il se calcule à partir des sismogrammes et, pour les grands séismes, peut aussi être déterminé de façon indépendante à partir des indices géodésiques ou géologiques de la déformation de la surface.

Pour remédier aux limites des échelles de magnitude existantes, Kanamori a introduit en 1977 une nouvelle échelle fondée sur le moment sismique. La magnitude de moment se calcule par une formule logarithmique qui donne, pour les séismes plus modestes, des valeurs en accord avec les autres échelles :

avec M₀ en N·m. Une unité de magnitude de plus correspond à un moment sismique environ 32 fois plus grand. Contrairement aux autres échelles, la magnitude de moment convient aussi aux plus grands séismes, sans saturation. Voir aussi « Énergie rayonnée ».

Un séisme est, à l’origine, un glissement brusque entre deux parties de la croûte terrestre, le long d’une faille. L’endroit où le glissement commence s’appelle le foyer, ou hypocentre ; le point de la surface situé juste au-dessus est l’épicentre. Ce mouvement a lieu en profondeur, souvent à quelques kilomètres, mais il peut atteindre quelques centaines de kilomètres dans les zones de subduction.

Selon la profondeur du foyer, les sismologues distinguent :

• les séismes superficiels, à moins de 60 km ;
• les séismes intermédiaires, de 60 à 300 km ;
• les séismes profonds, de 300 à 700 km (il n’y en a pas au-delà).

En général, les séismes ne se produisent pas seuls. Ils sont parfois précédés de petits séismes, appelés précurseurs, et souvent suivis, pendant des jours, des semaines ou des mois, d’autres séismes qui peuvent être importants : les répliques.

La gravimétrie est la science de la mesure de la pesanteur (g) et de ses variations dans le temps et dans l’espace.

g dépend en effet, entre autres :

• de la latitude ;
• de la répartition des masses à l’intérieur de la Terre ;
• de la rotation de la Terre sur elle-même (vitesse et position de l’axe de rotation) ;
• des saisons (variation des masses d’eau dans le sol) ;
• de la position relative de la Lune et du Soleil, qui produisent les forces de marée.

La mesure relative ou absolue de g est essentielle dans plusieurs domaines de la recherche scientifique :

• en géophysique, on mesure les variations de la pesanteur pour étudier les déformations tectoniques, le rebond postglaciaire, les marées terrestres, l’influence de l’atmosphère et de l’hydrosphère, ainsi que la structure du globe, de la graine à la croûte terrestre ;
• en géologie, l’analyse des variations locales de g a de nombreuses applications, notamment pour valider les modèles du sous-sol ;
• en métrologie, g intervient dans la réalisation d’unités qui dépendent de la masse (comme la force et la pression) et a joué un rôle clé dans la nouvelle définition du kilogramme ;
• enfin, en géodésie, g est indispensable pour déterminer le géoïde, et donc les altitudes. Le géoïde représente le niveau moyen des mers et son prolongement sous les continents : c’est la surface de référence pour le calcul des altitudes.

Voir aussi la page Gravimétrie de la rubrique Recherche.

La force de pesanteur, qui définit le poids d’un objet, nous maintient à la surface de la Terre et fait tomber les corps proches de sa surface. Cette force est proportionnelle à la masse :

où m est la masse du corps et $\vec{g}$ l’accélération de la pesanteur. La norme de cette accélération est la pesanteur g, mesurée à l’aide d’un gravimètre.

C’est une grandeur physique qui varie dans le temps et dans l’espace : voir « Qu’est-ce que la gravimétrie ? ».

Pour en savoir plus : le poster La mesure de la pesanteur (PDF).

La séismologie est la science qui étudie les séismes et leurs conséquences. Elle comprend plusieurs branches :

• la séismologie instrumentale, qui mesure les mouvements du sol, détecte, localise et étudie les séismes dans le monde entier. Elle se prolonge par l’étude du mouvement des plaques, des contraintes entre les plaques, de la nature de leurs frontières et de la géométrie des failles à l’intérieur des plaques ;
• la séismologie historique, qui recherche dans les documents anciens, mais aussi dans le patrimoine architectural, les témoignages et les traces des séismes du passé. Un poster (PDF) présente les travaux de l’Observatoire dans ce domaine ;
• la paléoséismologie, qui étudie les séismes très anciens à partir des traces qu’ils ont laissées dans le paysage ou dans le sol.

La connaissance des séismes actuels et passés permet de délimiter les zones à risque et de prévoir les conséquences d’un séisme dans une région donnée : c’est ainsi qu’a été établie la carte du zonage sismique de la Belgique.

Depuis le début du XX^e siècle, en étudiant les ondes enregistrées par les sismomètres, les sismologues ont pu déterminer la structure interne de la Terre.

Pour en savoir plus :

• un poster sur l’histoire de la séismologie instrumentale, sur le site de l’IRIS (en anglais) ;
• les posters de l’Observatoire royal de Belgique sur les différents aspects de la séismologie.