Les tremblements de terre ont pour cause les mouvements permanents de l'écorce terrestre. Lorsqu'un matériau solide est soumis à des contraintes, il se déforme d'abord de manière élastique, puis lorsque sa limite d'élasticité est atteinte, il se casse en libérant toute l'énergie accumulée durant sa déformation élastique. C'est ce qui se passe lorsque l'écorce terrestre est soumise à des contraintes, causées par le mouvement des plaques continentales; les tremblements de terre se produisent aux lignes de contact entre ces plaques. Lorsqu'en certains endroits, la limite d'élasticité est atteinte, il se produit une ou des ruptures qui provoquent des failles. L'énergie brusquement libérée le long de ces failles cause des tremblements de terre ou séismes. Si les contraintes se poursuivent, l'énergie va à nouveau s'accumuler et la rupture suivante se fera dans les plans de faille déjà existants. A cause des frottements entre les deux surfaces d'une faille, les déplacements le long de cette faille ne se font pas de manière continue et uniforme, mais par à coups successifs, avec à chaque à coup un séisme. Dans une région donnée, des séismes se produiront à plusieurs reprises le long d'une même faille, puisque cette dernière constitue un plan de faiblesse dans la lithosphère. A noter que les séismes ne se produisent que dans des roches rigides. Par conséquent, les séismes se produisent toujours dans des zones où la croûte terrestre est rigide, jamais dans des roches plastiques comme l'argile.
L'activité sismique de la terre est permanente; la fréquence des tremblements de terre en différents points de la planète est très élevée. Rapportée à l'âge de la terre (considéré comme une année), on peut dire qu'un tremblement de terre se produit toutes les millièmes de seconde quelque part. Parmi ceux-ci les plus dévastateurs sont plus rares.
Les tremblements de terre se produisent à la jonction des plaques continentales soit là où une plaque passe sous une autre (on dit subduction), soulevant cette dernière et créant une chaîne de montagnes. C'est le cas de la plaque pacifique qui s'enfonce sous la plaque asiatique. La figure suivante représente ceci.
soit là où la croûte terrestre s'ouvre comme c'est le cas de l'atlantique, du centre pacifique ou de la rift valley de l'Afrique de l'Est.
soit enfin deux plaques glissent l'une par rapport à l'autre le long d'une faille, comme c'est le cas de la faille San Andreas en Californie.
Voir le site "plate tectonics" qui illustre ces notions avec des animations
La terreur, les destructions et les pertes de vies humaines que provoquent les tremblements de terre ont naturellement conduit à en mesurer les caractéristiques.
En 1902, une échelle d'intensité a été proposée par Mercalli. L'échelle de Mercalli indique l'intensité d'un séisme sur une échelle graduée de I à XII. Cette intensité est évaluée par deux critères: l'observation de l'ampleur des dégâts causés par un séisme et la perception qu'en a eu la population. Il s'agit d'une évaluation assez subjective. En effet, la perception de la population de l'intensité du séisme et l'ampleur de ses dégâts, varient avec la distance à l'épicentre. On a donc une échelle variable selon les lieux où le séisme est ressenti et le séisme sera donc qualifié selon la valeur la plus forte. A l'époque, on ne possédait pas d'autres connaissances ni de moyens pour établir une échelle plus objective et scientifique. L'échelle de Mercalli a été améliorée en 1931 en rendant les critères plus objectifs. Voir l'échelle de Mercalli modifiée.
Pour améliorer plus encore, l'échelle de Richter a été proposée en 1935. Elle quantifie la magnitude d'un séisme à partir de la quantité d'énergie dégagée au foyer et que l'on mesure à l'aide d'un sismographe. Comme les valeurs de cette énergie sont énormes et varient considérablement d'un tremblement de terre à l'autre, on les caractérise par le logarithme de cette valeur. C'est cette valeur logarithmique qui constitue l'indice Richter du tremblement de terre. A ce jour, le plus fort séisme connu par cette méthode a atteint 9.5 Richter (Chili 1960).
Il s'agit cette fois d'une valeur qu'on peut qualifier d'objective; il n'y a qu'une seule valeur pour un séisme donné. De plus, aujourd'hui, on utilise un calcul modifié du calcul originel de Richter, en faisant intervenir la dimension du segment de faille le long duquel s'est produit le séisme.
Aujourd'hui, on n'utilise que l'échelle de Richter. Mais comme les séismes du passé ont été évalués selon l'échelle de Mercalli, une correspondance approximative a été proposée. Le tableau ci-dessus montre cette correspondance.
Le graphique suivant montre pour les séismes récents mesurés selon l'échelle de Richter, la relation entre l'énergie libérée et la magnitude Richter. La magnitude des séismes selon l'échelle de Richter est indiquée en abscisses, sur une échelle arithmétique, et l'énergie dégagée au foyer est indiquée en ordonnées, sur une échelle logarithmique. Le graphique permet ainsi la comparaison entre quelques séismes les plus connus. La relation entre l'énergie libérée et la magnitude Richter est linéaire, par suite de la définition de l'indice Richter.
Un des grands séismes du Québec est celui de la Malbaie, en 1925. On le place ici avec une magnitude de l'ordre de 7, au même niveau que celui de San Francisco en 1989. Mais en 1925 l'échelle de Richter n'existait pas car on ne possédait pas les instruments pour mesurer et enregistrer l'énergie dégagée au foyer. C'est uniquement par comparaison avec son intensité évaluée à XI sur l'échelle de Mercalli qu'on suppose que sa magnitude était de 7 Richter.
Le graphique nous montre, qu'avec une progression arithmétique de la magnitude, l'énergie dégagée au foyer croît de manière exponentielle. Cela signifie qu'un séisme de magnitude 8, comme celui de Mexico en 1985 n'est pas 25% plus fort qu'un séisme de magnitude 6 comme celui de Saguenay en 1988, mais 1000 fois plus fort.
Moins d'une heure après un tremblement de terre, on nous annonce la localisation de son épicentre et sa magnitude. Comment arrive-t-on à localiser aussi rapidement et avec autant de précision un séisme?
On distingue deux grands types d'ondes émises par un séisme:
Les ondes P se propagent plus rapidement que les ondes S; c'est cette propriété qui permet de localiser un séisme. Les ondes sismiques sont enregistrées en plusieurs points du globe dans des centre de surveillance par des instruments qui sont des capteurs de très haute sensibilité 
et des sismographes, analogues aux baromètres enregistreurs . Il s'agit d'appareils capables de sentir les vibrations des roches de l'écorce terrestre, et de les transmettre à une aiguille qui les inscrit sur un cylindre tournant à une vitesse constante. On obtient un enregistrement du type de celui-ci.
Ce type d'enregistrement sismographique est obtenu de manière identique en tous les points du globe terrestre, de sorte que la magnitude mesurée est la même partout. La combinaison des enregistrements reçus dans les différents centres du monde, permet de localiser avec une bonne précision l'épicentre du tremblement de terre et son intensité, par l'écart entre l'enregistrement des ondes P et C, que l'on a étalonné en distances.
En un lieu donné, comme les ondes P arrivent en premier, il y aura sur l'enregistrement sismographique un décalage entre le début d'enregistrement des types d'ondes P et des ondes S.Les vitesses de propagation des deux types d'ondes dans la croûte terrestre ont été mesurées et on pu établir des courbes étalonnées, comme celle-ci. Dans cet exemple, pour une distance de 5000 km, il y a un retard de 6 minutes des ondes S par rapport aux ondes P.
Le graphique montre que pour franchir une distance de 2000 km, l'onde P mettra 4,5 minutes, et l'onde S mettra 7,5 minutes; il y a un écart de 3 minutes. Pour un séisme ressenti au sismographe dans un lieu donné, il s'agit alors de trouver à quelle distance le décalage obtenu sur l'enregistrement sismographique, correspond sur le graphique. On obtient alors la distance entre le séisme et le point d'enregistrement. Dans notre exemple, la distance qui correspond à un décalage de 6 minutes est de 5000 km. Ceci ne nous donne cependant pas le lieu du séisme à la surface du globe. Pour connaître ce point, il faut au moins trois enregistrements. On pourra ainsi définir l'épicentre comme l'intersection de 3 cercles.
Considérons les enregistrements d'un séisme en trois ressentis en centres d'observation sismographique: Halifax Terre Neuve Canada, Vancouver en Colombie Britannque et Miami aux EU. Les enregistrements indiquent que le séisme se situe dans un rayon de 560 km d'Halifax, 3900 km de Vancouver et 2500 km de Miami. On situe donc le séisme au point d'intersection des trois cercles, soit à la Malbaie en amont du St Laurent. En pratique, on utilise plus que trois cercles, ce qui améliore la précision; mais comme l'intersection de 3 cercles suffit à définir un point, plus de 3 cercles conduit à un polygone d'incertitude et on place alors l'épicentre au centre de ce polygone. Nota: on est en coordonnées et en trigonométrie sphériques.
Voir site sur la mesure des tremblements de terre par sismographes
Les tremblements de terre sont extrêmement fréquents sur la surface de la planète. Ils se localisent au lignes de contact entre les plaques continentales.
Les séismes n'ont pas une répartition aléatoire à la surface de la planète, mais sont répartis selon un patron bien défini. Cette répartition ordonnée vient appuyer la théorie de la tectonique des plaques, particulièrement, en ce qui concerne l'existence de zones de subduction. La théorie de la tectonique des plaques est une extension de la théorie de la dérive des continents proposée en 1912 par le météorologiste allemand Alfred Wegener. Les principales observations qu'il utilisa pour justifier sa théorie étaient la forme et l'emboitement des continents (plus encore si on considère les plateaux continentaux) ainsi que la distribution de fossiles et de roches similaires sur la planète. Interprétant ces observations et sa théorie, Wegener proposa que tous les continents formaient autrefois (il y a 550 millions d'années au Cambrien) un supercontinent, qu'il appela Pangée. Ce supercontinent aurait commencé à se séparer en blocs continentaux distincts à cette époque; au trias, c'est à dire début de l'ère secondaire, il y a 220 million d'années, il aurait atteint le stade représenté ci-dessous.
Depuis la première formulation par Wegener de la théorie de la dérive des continents, beaucoup d'autres données factuelles l'ont corroborée. Il s'agit notamment de l'orientation du paléomagnétisme dans les roches, de l'orogénèse des montagnes récentes que sont les Alpes et surtout l'Himalaya et de l'étude du fond des océans qui montre des dorsales ou se produit une séparation de l'écorce terrestre avec production de magma (océans atlantique et pacifique).
Mais plus encore, c'est le suivi des tremblements de terre depuis maintenant plus d'un demi siècle, qui est venu confirmer de manière quasi certaine la théorie de la dérive des continents et du mouvement des plaques continentales, soit en séparation (divergence) soit en collision (convergence) les unes avec les autres.
Ainsi, comme le montrent toutes ces figures, on trouve les séismes aux frontières des plaques lithosphériques. On distingue trois classes de séismes, en fonction de la profondeur où ils se produisent:
A la convergence de plaques, les trois catégories de séismes se distribuent selon un modèle défini. Prenons comme exemple la zone de convergence
Kouriles-Japon dans le nord-ouest du Pacifique
.
On y voit que les trois classes de séismes se répartissent selon des bandes parallèles aux fosses océaniques: d'est en ouest, séismes superficiels, séismes intermédiaires et séismes profonds. Pour comprendre cette répartition, faisons une coupe (A-B) à la hauteur des Kouriles.
Cette coupe montre que la plaque du Pacifique, à droite, vient s'enfoncer sous la plaque eurasienne, à gauche, provoquant le volcanisme qui forme l'arc insulaire des Kouriles. Là où les deux plaques lithosphériques rigides entrent en collision et se courbent, les fractures dans la lithosphère produisent des séismes de faible profondeur. L'enfoncement d'une plaque rigide dans l'asthénosphère plastique ne se fait pas sans ruptures et fractures dans cette plaque, ce qui déclenche des séismes intermédiaires et des séismes profonds.
Puisque les séismes ne peuvent être initiés que dans des roches rigides et cassantes, on a ici une belle démonstration qu'il y a bel et bien enfoncement d'une plaque lithosphérique rigide dans l'asthénosphère, sinon il n'y aurait pas de séismes intermédiaires et profonds. C'est la raison pour laquelle les séismes intermédiaires et profonds sont confinés aux frontières convergentes. La répartition des foyers des trois classes de séismes dans cette plaque qui s'enfonce explique la répartition des épicentres en surface.
Voici une autre illustration de ce qui vient d'être dit. Cette carte présente l'historique des séismes au El Salvador. Elle est tirée du site http://neic.usgs.gov/ qui donne beaucoup d'information sur ce séisme du 12 janvier 2001. Elle montre la répartition des séismes en fonction de leur profondeur:
On peut identifier les plaques tectoniques impliquées (il y en a trois, délimitées par les traits jaunes).
Cette autre exemple, montre l'historique des séismes dans le sud du Pérou. La région d'Arequipa, située à 750 km au sud-est de Lima, a connu le 23 juin 2001 un séisme qui se classe parmi les plus grands (magnitude de 8,1 sur l'échelle de Richter). Son épicentre est indiqué par l'étoile.
La carte présente les séismes en fonction de leur profondeur. Comme pour la carte précédente, on peut identifier les plaques tectoniques impliquées, le contexte tectonique et expliquer la distribution des épicentres des séismes.
A la divergence de plaques, la lithosphère océanique, à cause de l'étirement de l'écorce, (alors qu'en convergence il y épaississement avec formation de montagnes), l'épaisseur ne dépasse pas 10-15 km, ce qui fait qu'il ne peut y avoir que des séismes superficiels. En convergence, il y épaississement de l'écorce avec formation de montagnes. Les mouvements qui se produisent sous la lithosphère océanique (convection) se font dans une asthénosphère plastique et par conséquent ne peuvent engendrer de ruptures.
Même si la grande majorité des séismes se situe aux frontières de plaques, il n'en demeure pas moins qu'on connaît de l'activité sismique à l'intérieur intraplaque, c'est à dire à l'intérieur des plaques lithosphériques. Par exemple, les séismes associés aux volcans de points chauds sur les plaques océaniques sont fréquents (voir atlantique nord et sud). Il y a aussi des séismes intraplaques continentales, mais elles plus difficile à expliquer. Un exemple est la séismicité de la région de Charlevoix, au Québec.
Le tsunami (nom tiré du japonais: pictogramme = port+vague) engendre un phénomène particulièrement dévastateur consécutif à un mouvement du fond sous-marin généré par un séisme, une éruption volcanique ou un glissement de terrain. Il est sournois parce qu'il peut survenir plusieurs heures après le séisme. Ce schéma illustre la nature d'un tsunami engendré par un soulèvement du fond marin causé par un séisme.
(A) Le soulèvement du fond marin engendre un gonflement de la masse
d'eau. Ce gonflement donne lieu à une vague qui en surface de l'océan est à
peine perceptible (de quelques centimètres à moins d'un mètre d'amplitude en
général), mais qui s'enfle en eau peu profonde pour atteindre des amplitudes
pouvant aller jusqu'à 30 m. La vitesse de propagation de ces vagues est de 500 à
800 km/heure en eau profonde (milliers de mètres), diminuant à quelques dizaines
de km/heure en eau peu profonde (moins de 100 m). La périodicité des vagues est
de l'ordre de 15 à 60 minutes. Ainsi, un tsunami initié par un mouvement du fond
marin à la suite d'un séisme qui s'est produit à 1000 km des côtes viendra
frapper ces dernières environ 2 heures plus tard. On peut aisément imaginer
l'effet dévastateur de telles vagues déferlantes sur les côtes habitées et les
populations. Le phénomène de la vague déferlante qui balaie tout sur son passage
est appelée raz de marée.
(B) À l'approche de la première vague de
tsunami, il se produit d'abord un retrait de la mer (ce qui est de nature à
attirer les curieux!).
(C) Vient ensuite la première
vague.
(D) Celle-ci peut être suivie d'un second retrait, puis d'une
autre vague, et ainsi de suite. On compte normalement quelques vagues seulement
qui en général diminuent progressivement en amplitude.
Le 26 décembre dernier, l'île de Sumatra (Indonésie) a connu un des plus grands séismes jamais enregistrés (M = 9,0). Ce dernier a engendré un puissant tsunami qui s'est propagé dans tout le golfe du Bengale et dans l'océan indien, causant une destruction indescriptible. Vous trouverez un résumé de ce triste événement en cliquant ici.
Pour en savoir plus sur les tsunamis, voir qui présente un excellent résumé.
Plus:
Mis à jour le 26/11/2016 
pratclif.com
