Ondes sismiques

La physique nous montre que l’énergie est toujours transmise par ondes. Chaque vague a un point haut appelé une crête et un point bas appelé un creux. La hauteur d’une vague de la ligne médiane à sa crête est son amplitude . La distance entre les vagues d’une crête à l’autre (ou d’un creux à l’autre) correspond à sa longueur d’onde.

L’énergie des tremblements de terre voyage dans les ondes sismiques. L’étude des ondes sismiques est connue sous le nom de sismologie. Les sismologues utilisent les ondes sismiques pour se renseigner sur les tremblements de terre et sur l’intérieur de la Terre. Les deux types d’ondes sismiques décrits dans «Tectonique des plaques», les ondes P et S sont appelées ondes de volume car elles se propagent dans toutes les directions à l’intérieur du globe terrestre. Les ondes P traversent les solides, les liquides et les gaz. Les ondes S ne se déplacent que dans les solides.  Les ondes de surface sont les ondes sismiques les plus lentes, voyageant à 2,5 km (1,5 mille) par seconde. Lors d’un tremblement de terre, les ondes de volume produisent des secousses brusques, tandis que les mouvements de roulement des ondes de surface font l’essentiel des dégâts lors d’un tremblement de terre.

Mesure de magnitude

Les sismogrammes enregistrent les ondes sismiques. Au cours du siècle dernier, les scientifiques ont mis au point plusieurs méthodes pour mesurer l’intensité des tremblements de terre. La méthode actuellement acceptée est l’échelle de magnitude de moment, qui mesure la quantité totale d’énergie libérée par le séisme. À ce jour, les sismologues n’ont pas trouvé de méthode fiable pour prédire les tremblements de terre. Un sismographe produit une représentation graphique des ondes sismiques qu’il reçoit et les enregistre sur un sismogramme. Les sismogrammes contiennent des informations qui peuvent être utilisées pour déterminer la force, la durée et la distance d’un tremblement de terre. Les sismomètres modernes enregistrent les mouvements du sol à l’aide de détecteurs de mouvement électroniques. Les données sont ensuite conservées numériquement sur un ordinateur.

Si un sismogramme enregistre les ondes P et les ondes de surface mais pas les ondes S, le sismographe est situé de l’autre côté de la Terre après le séisme, car ces ondes ne peuvent pas traverser le noyau liquide de la Terre. L’amplitude des ondes peut être utilisée pour déterminer la magnitude du séisme, ce qui sera discuté dans une section ultérieure. Afin de localiser un épicentre sismique, les scientifiques doivent d’abord déterminer la distance de l’épicentre de trois sismographes différents. Plus le temps qui s’écoule entre l’arrivée de l’onde P et de l’onde S est long, plus l’épicentre est éloigné. La différence entre les temps d’arrivée des ondes P et S détermine donc la distance entre l’épicentre et un sismomètre.

Le scientifique trace ensuite un cercle de rayon égal à la distance de l’épicentre de ce sismographe. L’épicentre se situe quelque part dans ce cercle. Ceci est fait pour trois endroits. En utilisant les données de deux sismographes, les deux cercles seront interceptés en deux points. Un troisième cercle interceptera les deux autres cercles en un seul point. Ce point est l’épicentre du séisme. Bien que utile depuis des décennies, cette technique a été remplacée par des calculs numériques.

Mesurer les séismes

Les gens ont toujours essayé de quantifier la taille et les dégâts causés par les tremblements de terre. Depuis le début du 20ème siècle, il existe trois méthodes. La plus ancienne des échelles est appelée l’échelle d’intensité de Mercalli. Les tremblements de terre sont décrits en termes de ce que les résidents à proximité ont ressenti et des dommages causés aux structures voisines. Cette échelle est plus qualitative en information car elle est basée sur des dommages visuels et non sur l’énergie libérée par le séisme. Aujourd’hui, ces cartes sont toujours importantes et diverses stations sismologiques créeront des cartes en relief des dommages de surface. Avec l’invention de la station sismographique, l’échelle de magnitude de Richter a été créé. Développée en 1935 par Charles Richter, cette échelle utilise un sismomètre pour mesurer la magnitude de la plus grande décharge d’énergie libérée par un tremblement de terre. Aujourd’hui, l’échelle de magnitude de moment a remplacé celle de Richter. L’ échelle de magnitude de moment mesure l’énergie totale libérée par un séisme. La magnitude de moment est calculée à partir de la zone de la faille qui est rompue et de la distance parcourue par le sol le long de la faille. L’échelle de Richter et l’échelle de magnitude de moment sont logarithmiques. L’amplitude de la plus grande onde augmente dix fois d’un entier à l’autre. Une augmentation d’un entier signifie que trente fois plus d’énergie a été libérée. Ces deux échelles donnent souvent des mesures très similaires. Comment l’amplitude de la plus grande onde sismique d’un séisme de magnitude 5 est-elle comparable à celle de la plus grande onde d’un séisme de magnitude 4? Comment se compare-t-il à un séisme de magnitude 3? L’amplitude de la plus grande vague sismique d’un séisme de magnitude 5 est 10 fois supérieure à celle d’un séisme de magnitude 4 et 100 fois supérieure à celle d’un séisme de magnitude 3.

Chaque échelle a ses avantages. Comme mentionné ci-dessus, l’échelle d’intensité de Mercalli est basée sur le nombre de dégâts qu’une personne subirait. Ceci est relatif car certains endroits ont des codes de construction forts, et le matériau rocheux en dessous aura un impact sur le tremblement de terre sans modifier l’énergie libérée par le foyer. Avec l’échelle de Richter, une secousse aiguë mesure plus haut qu’un très long tremblement de terre intense qui libère plus d’énergie. L’échelle de magnitude du moment reflète plus précisément l’énergie libérée et les dommages causés. Aujourd’hui, la plupart des sismologues utilisent maintenant l’échelle de magnitude de moment.


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