Le séisme de magnitude 7,1 qui a secoué mardi une partie du Mexique a ravivé l'inquiétude d'un tremblement de terre plus puissant dans une zone sismique sous forte pression pour n'avoir pas tremblé depuis 1911. Le tremblement de terre de mardi a fait un mort et endommagé des habitations, des hôpitaux, des magasins et des hôtels, principalement dans le port touristique d'Acapulco, sur la côte pacifique. Le Mexique connaît une activité sismique intense en raison de sa situation sur la "ceinture de feu" du Pacifique qui relie les Amériques à l'Asie et où se produisent la plupart des tremblements de terre de la planète. Le pays a encore bien en mémoire le séisme de magnitude 7,1 du 19 septembre 2017, qui avait fait 369 morts, principalement dans la capitale. À la même date, en 1985, Mexico avait été dévastée par plusieurs séismes qui avaient fait plus de morts. - Où le tremblement de terre de mardi a-t-il été le plus fort ? - L'épicentre était situé à 11 km au sud-est d'Acapulco, dans l'État méridional de Guerrero. Cette région subit souvent des secousses dues à l'interaction des plaques tectoniques de Cocos et d'Amérique du Nord. "La plaque Cocos, qui se trouve sous la mer, essaie en permanence de passer par dessous l'Amérique du Nord. Elle est la plaque continentale où se trouve la majeure partie du territoire mexicain", explique Arturo Iglesias, responsable du Service sismologique national. Dans la zone de subduction enfoncement de ces plaques se trouve la "faille de Guerrero", une bande de terre de 230 kilomètres entre Acapulco et Papanoa, une ville côtière plus au nord. - Pourquoi ce dernier séisme est-il source d'inquiétude ? - Bien qu'il soit impossible de prévoir les tremblements de terre, la "faille de Guerrero" est préoccupante car elle n'a pas connu de séisme majeur depuis 1911. "Il s'agit d'une zone au large de la côte de Guerrero qui n'a pas connu de séisme majeur depuis un certain temps. Il n'y a pas de certitude, tout est affaire de statistiques", estime le Dr Ana María Soler, directrice du Musée de géophysique de l'Université nationale autonome du Mexique UNAM. "Il s'est passé 110 ans sans tremblement de terre, et ils se produisent généralement tous les 30 ou 50 ans au même endroit. Cette fréquence est déjà dépassée", ajoute Arturo Iglesias. - Que pourrait-il se passer dans "la faille de Guerrero" ? Bien qu'il soit impossible d'anticiper un tremblement de terre, les spécialistes estiment qu'un séisme important ou plusieurs petits pourraient s'y produire. "Le bord nord-ouest de la brèche s'est déjà rompu lors d'un tremblement de terre en 2014, donc ce qui reste de la brèche pourrait générer un tremblement de terre allant jusqu'à une magnitude de 7,8. Mais il pourrait aussi y avoir plusieurs séismes de plus faible intensité", note Iglesias. L'expert explique cependant que la fréquence des tremblements de terre dans cette région pourrait être beaucoup plus longue que ce que l'on pensait initialement. "Il est bien connu que cette zone a un potentiel sismique important, à tel point que nous avons un système d'alerte précoce pour la ville de Mexico", note-t-il. AFP

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Un nouveau séisme de magnitude 3,4 a secoué l'agglomération strasbourgeoise vendredi soir, selon le Réseau national de surveillance sismique Rénass. La terre a tremblé à 19h33 et l'épicentre de la secousse était de nouveau situé au nord de Strasbourg, sur la commune de La Wantzenau. Deux répliques moins fortes, de magnitude 1,9 et 2,2, ont été ressenties peu ces secousses sont induites », c'est-à-dire dues à l'activité humaine. Elles se sont produites à quelques kilomètres d'un site accueillant ce projet de centrale géothermique conduit au nord de la ville, sur les communes de Vendenheim et préfecture du Bas-Rhin avait annoncé le 7 décembre l'arrêt définitif de ce projet, après plusieurs autres séismes induits plus ou moins intenses ces derniers mois dont un de magnitude 3,5 début décembre.Déjà une secousse mardi dans la même zone Séisme ressenti dans le périmètre de la centrale géothermique de Vendenheim banlieue de Strasbourg à 19h33. L'événement a été localisé à proximité du puits injecteur de la centrale en cours d'arrêt », a écrit l'entreprise Fonroche Géothermie qui conduit le projet. Un séisme de magnitude 2,1 avait déjà été ressenti mardi soir vers 23h15 dans la même zone. Les puits sont en observation. Le réservoir revient lentement vers sa pression naturelle et ce relâchement s'accompagne de sismicité », ajoute Fonroche, assurant que l'information a immédiatement été communiquée au comité de suivi de site et aux autorités compétentes. On n'en a décidément pas encore fini avec les conséquences de la géothermie profonde. Beaucoup trop profonde et invasive », a écrit sur Twitter le conseiller municipal d'opposition de Strasbourg Alain Fontanel LREM.Malgré le potentiel intéressant de la géothermie comme énergie verte, l'Eurométropole de Strasbourg, aux mains des écologistes, avait également milité pour l'arrêt du projet de centrale géothermique de Reichstett-Vendenheim, au vu de l'activité sismique forages à 5 km de profondeurDans le cadre de son projet de géothermie, Fonroche avait réalisé deux forages à 5 km de profondeur, afin de puiser l'eau chaude du sous-sol pour en exploiter le potentiel énergétique en surface avant de la réinjecter sous terre à très haute pression. Une centrale de production d'électricité avait également été projet, pour lequel 100 millions d'euros avaient été investis, a été arrêté début décembre et Fonroche devait réduire petit à petit le débit de l'eau injectée. L'entreprise avait prévenu que l'opération, prévue pour durer plusieurs semaines, pouvait provoquer de nouvelles dizaines d'habitants de communes au nord de Strasbourg ont constaté des dégâts mineurs sur leurs maisons du fait de ces tremblements de terre des derniers mois et adressé des demandes d'indemnisation à la foulée de l'arrêt de cette centrale, les trois autres projets de géothermie développés dans l'agglomération strasbourgeoise avaient également été suspendus dans l'attente d'enquêtes de faisabilité poussées sur les risques potentiels.

I LES SEISMES A Principe des séismes 1 Quelle est l’origine des séismes ? La Terre est une planète tellurique, planète essentiellement rocheuse avec un noyau métallique, constituée de trois sphères emboitées les unes dans les autres. Au centre se trouve le noyau terrestre d’environ 3400 km de rayon. Il est recouvert d’une couche d’épaisseur environ 2900 km appelée manteau. Celui-ci se trouve dans un état ductile en profondeur et dans un état plus solide à une plus grande distance du noyau puisque plus on s’éloigne du noyau plus la température diminue or plus la température est basse plus les roches sont solides. Enfin la dernière enveloppe est la croûte terrestre, la moins épaisse du globe terrestre, composée de croûte océanique qui forme le plancher de l’océan et qui est épaisse d’environ 5 km ainsi que de croûte continentale de densité plus élevée qui constitue les continents et qui est d’une épaisseur d’environ 30 km à 70km. La partie superficielle du globe réunissant la croûte et la partie supérieure du manteau qui est dans un état ductile est appelée lithosphère et est d’une épaisseur d’environ 100km. Elle est divisée en plaques, les plaques lithosphériques ou plaques tectoniques, qui portent les continents. Celles-ci se déplacent les unes par rapport aux autres à une vitesse allant de quelques mm à quelques cm par an selon les plaques. Ces déplacements sont principalement dus aux courants de convection, courants chauds internes qui remontent vers la surface, se refroidissent puis redescendent pour se réchauffer à nouveau, qui provoquent naturellement des poussées sur les plaques lithosphériques. Principalement à cause de ces courants de convection, ces plaques sont en perpétuel mouvement. Ainsi, certaines plaques se rapprochent convergence ou s’éloignent divergence. En cas de convergence, les plaques peuvent coulisser les unes sur les autres ex plaque eurasienne et plaque anatolienne ou entrent en collision ex plaque indienne et plaque eurasienne. Elles peuvent aussi, lorsque les deux plaques sont de densités différentes – en général une plaque océanique dense et une plaque continentale- se recouvrir, la plaque la plus dense plongeant sous l’autre c’est le phénomène dit de subduction. Il est particulièrement intense au Japon, placé au point de rencontre de 4 grandes plaques tectoniques, les plaques pacifique, philippine, nord-américaine et eurasienne, la première, qui se déplace vers l’ouest, plongeant sous les 3 autres. Des failles, zones gigantesques où la continuité des roches est rompue sur une centaine de kms, se situent à l’interface entre plaques. Dans le cas de la subduction, on observe aussi localement des fosses océaniques, dites fosses de subduction. La zone initiale de rupture est appelée foyer du séisme. Elle est généralement située à une profondeur allant de 0 à 70 km. Dans certaines zones comme les zones de subduction on peut observer des séismes profonds, jusqu’à 700 km, au-delà la matière étant trop ductile pour qu’il y ait des frottements donc des séismes. De façon générale, lorsque la profondeur dépasse certaines valeurs, les conditions de forte pression et de forte température empêchent les frottements et la rupture des roches. Comme le jet d’une pierre dans l’eau, la rupture locale des roches donne naissance à partir du foyer à des vibrations mécaniques sous forme d’ondes dites ondes sismiques, ondes qui vont se propager à grande distance tout en s’atténuant. Les ondes sismiques se propagent alors dans toutes les directions et, lorsqu’elles atteignent le sol, elles le mettent en mouvement de façon vibratoire générant alors bruit et dégâts. L'endroit à la surface de la terre où le séisme est ressenti de la façon la plus intense, situé à la verticale du foyer, s’appelle l'épicentre. Plus le foyer est proche de la surface de la terre plus les secousses sont fortes à l’épicentre mais moins elles s’étendent géographiquement. Schéma récapitulatif les ondes sismiques se propagent à partir du foyer situé au niveau de la faille. D’une manière générale, plus les constructions sont proches du foyer ou de l’épicentre, plus elles sont endommagées car les ondes s’atténues avec la distance. B/ Les ondes sismiques Une bonne compréhension des phénomènes vibratoires associés aux séismes a été nécessaire à la fois pour associer le tremblement de terre au séisme lui ayant donné naissance localisation du foyer, nature et amplitude du séisme et pour analyser et comprendre les effets observés au sol notamment comprendre comment varient les déplacements du sol en fonction de la localisation par rapport à l’épicentre et au foyer. Il a fallu se doter d’instruments spécifiques et développer les théories permettant de rendre cohérentes les mesures, de remonter au phénomène à l’origine du séisme et de le caractériser de façon scientifique. 1 Mesure des ondes sismiques les sismographes Des appareils spécifiques, les sismographes, ont été développés pour enregistrer de façon précise les vibrations observées en cas de séisme. Dans les premiers appareils, une masse suspendue à un ressort, mise en vibration par le séisme, déplace un stylet qui vient écrire sur un tambour rotatif/papier déroulant, enregistrant ainsi ses déplacements au cours du temps sous forme de sismogrammes. En effet, la masse tend à rester en place en raison de son inertie alors que le bâti de l'appareil, fixé au sol, en accompagne les mouvements. L'existence d'ondes fait alors osciller le ressort. Le tracé obtenu est un sismogramme. A partir du début du 20ème siècle, les sismographes ont fait appel à des capteurs électromagnétiques une masse aimantée se déplaçant donne naissance à un courant qui est enregistré. Depuis la fin du 20ème siècle, les signaux des séismes ainsi recueillis sont convertis au moyen de convertisseurs numériques pour permettre de les traiter et les stocker plus facilement. Les stations sismiques, stations de mesure, disposent de plusieurs sismographes leur permettant de recueillir avec précision les signaux des séismes qu’ils soient d’amplitude faible ou forte, qu’ils soient proches ou lointains. En effet, les déplacements du sol observés vont de quelques nanomètres à quelques centimètres ou plus et les fréquences du centième d’Hz à une dizaine d’Hz. Ils nécessitent donc plusieurs équipements chacun adapté à une gamme de fréquence et d’amplitude. 1 Les différents types d’ondes sismiques Un choc brutal au foyer s’accompagne nécessairement d’ondes complexes les ondes directement produites qui se propagent en milieu solide dans toutes les directions à partir du foyer et les perturbations qui apparaissent en raison de la discontinuité existant à l’interface solide/gaz ou solide/liquide. On distingue deux types d'ondes les ondes de volume ou ondes mécaniques qui traversent la terre à partir du foyer et les ondes de surface qui se propagent parallèlement à la surface. Parmi les ondes de volume, il existe deux types d’ondes les ondes S et les ondes P. Parmi les ondes de surface on parle d'ondes de Love ou ondes L et d'ondes de Rayleigh. a Les ondes de volume Les ondes de volume s’analysent relativement aisément dans le cadre de la mécanique vibratoire classique. En pratique il s’agit d’une approximation puisque les zones rocheuses traversées ne sont pas homogènes. De plus les ondes, comme la lumière, peuvent être réfractées ou réfléchies lorsqu’elles rencontrent des milieux différents. Les vitesses de propagation sont différentes suivant la nature des roches qu'elles traversent, la densité des roches plus la densité est grande plus la vitesse augmente et la rigidité des roches plus la rigidité est grande plus la vitesse est élevée car si les roches que l’onde traverse ne sont pas rigides, celle-ci va dépenser de l’énergie pour les faire bouger. Elles augmentent principalement avec la profondeur, du fait que la densité du sol va croissant au fur et à mesure que l'on se rapproche du noyau. L’analyse est donc complexe et n’a pu acquérir une bonne précision que lorsque des moyens de calcul numérique importants ont pu être utilisés. Le milieu dans lequel se propagent les ondes étant solide, deux types d’onde s’y développent des ondes associées à une variation de densité locale ou ondes P analogues aux ondes sonores se propageant dans l’air et des ondes associées aux cisaillements de la matière ou ondes S ondes absentes dans l’air ou dans l’eau. ① Les ondes P Les ondes P, pour ondes primaires on les appelle aussi ondes de compression ou onde longitudinales, sont les ondes qui arrivent le plus rapidement. Leur vitesse peut-atteindre 6 km/s près de la surface. Leurs mouvements sont parallèles à la direction de propagation de l'onde. On peut les décrire comme une succession de compression et de dilatation elles ne sont de ce fait pas les plus destructrices. En revanche elles peuvent alerter » de l'arrivée des secousses liées au séisme, étant responsables du grondement que l'on entend juste avant le tremblement de la terre hélas peu avant !. ② Les ondes S Les ondes S ou ondes secondaires on les nomme également ondes transversale ou onde de cisaillement sont le deuxième type d'onde enregistré par le sismographe ; leur vitesse est plus lente de 2 à 3 fois ou plus que celle des ondes P, elles arrivent souvent quelques secondes ou plus après celles-ci. De plus elles ne se propagent pas dans les milieux liquides mais seulement dans les milieux solides car ces derniers offrent une résistance au cisaillement. Contrairement aux ondes de compression, elles sont destructrices, leurs mouvements consistant en des cisaillements perpendiculaires au sens de propagation de l'onde. L’impact de ces ondes P et S dépend de la force du séisme et de la localisation du foyer ainsi que du trajet complexe qu'elles vont effectuer dans les différents milieux qu'elles vont traverser. a Les ondes de surface Les ondes de surfaces sont la conséquence de l’interaction des ondes S avec le sol et avec les interfaces du sous-sol, par combinaison complexe des diverses ondes incidentes et réfléchies. Ces ondes se créent lors de la réflexion des ondes de volume sur la surface de la Terre. Elles sont moins rapides que les ondes de volume mais leur amplitude, qui décroit en proportion de la distance, est presque toujours plus importante les ondes de volume voient leur amplitude décroitre comme le carré de la distance. De ce fait, leur impact sur les constructions est beaucoup plus fort et on peut les enregistrer à une très grande distance de l’épicentre. On peut distinguer deux sortes d’ondes de surface les ondes de Love L, résultat de l’interaction entre les ondes P et la composante horizontale de l’onde S, et les ondes de Rayleigh, résultat de l’interaction entre les ondes P et la composante verticale de l’onde S. ❶ Les ondes de Love Les ondes de Love sont semblables aux ondes S mais on ne retrouve pas une des caractéristiques de mouvement de ondes S pour les ondes de Love le mouvement est parallèle au sol mais n'est pas parallèle à la direction de l’onde, en revanche comme pour les ondes S le mouvement des ondes L est une succession de compressions et de dilatations. Les ondes de Love se propagent plus lentement que les ondes S environ 2 km/s et provoquent souvent un fort mouvement des sols, supérieur de plusieurs fois à celui des ondes de volume les conséquences sur les constructions sont donc beaucoup plus importantes que pour les autres ondes. ❷ Les ondes de Rayleigh Pour les ondes de Rayleigh, les mouvements sont complexes, à la fois parallèle et perpendiculaire au sol et à la direction de propagation. Elles se propagent un peu moins vite que les ondes de Love et peuvent avoir des amplitudes voisines. Elles ont donc un rôle plus destructeur que les ondes de volume. C/ La force des séismes les notions de magnitude et d’intensité La force d’un séisme du séisme peut être mesurée au moyen de deux échelles - une échelle absolue » dite échelle de Richter exprime la magnitude, c’est-à-dire la quantité d’énergie libérée lors d’un séisme. Elle est donc directement liée à l’énergie mise en jeu lors du séisme, indépendamment du lieu d’observation... - une échelle subjective » échelle de Mercalli qui est liée au degré de destruction observé en un point donné à la surface terrestre. Cette échelle a un intérêt pratique évident si nous nous intéressons aux seuls effets destructeurs du séisme. 1 Magnitude des séismes Charles Richter a développé en 1935 une méthode pour classer objectivement » les séismes indépendamment du point d’observation. Cette méthode est basée sur l’analyse des amplitudes mesurées par des sismographes identiques ou calibrés spécifiquement. Elle a été ensuite complétée et améliorée pour permettre de couvrir les séismes des plus faibles aux plus intenses. En pratique, les séismes de magnitude inférieure à 3 ne sont pas ressentis sauf par les sismographes. Les tremblements de terre les plus forts peuvent atteindre une magnitude de 9 figure. Ils correspondent à des fissurations sur plus de 1000km, alors qu’un séisme de magnitude 4 correspond par exemple à un glissement de l’ordre du cm sur une longueur d’1km. L’échelle des magnitudes est logarithmique à base 10 c’est-à-dire que pour un séisme d’une magnitude d’une unité supérieure, l’énergie libérée est 10 fois plus grande que celui du séisme d’une magnitude d’une unité inférieure. Un séisme de magnitude 6 n’est donc pas deux fois plus fort qu’un de magnitude 3 mais 103=1000 fois plus ! L’énergie mise en jeu dans les séismes est comparable ou dépasse la puissance d’une bombe nucléaire et engendre donc des dommages colossaux sur les grandes surfaces. 2 L’intensité des séismes A la différence de la magnitude qui est calculée à partir de mesures expérimentales, l’intensité est une notion subjective associée aux perceptions humaines et aux dégâts constatés. Moins scientifique », la notion d’intensité a cependant un intérêt pratique considérable et est très largement utilisée pour décrire simplement les tremblements de terre et communiquer avec les populations. Au cours du temps, plusieurs échelles ont été développées suivant les régions et les époques l’échelle de Rossi-Forel et l’échelle de Mercalli à la fin du 19ème siècle, l’échelle MSK à partir de 1964, en Europe remplacée en 1998 par l’échelle macrosismique européenne EMS98, toutes graduées de 1 à 12 et l’échelle Shindo » au Japon graduée de 1 à 7. A titre d’exemple, on présente ci-dessous l’échelle de Mercalli qui compte douze degrés exprimés en chiffres romains et on relie approximativement l’intensité à l’épicentre et la magnitude. Il est important de noter qu’en pratique c’est l’association d’une magnitude forte et d’une zone peuplée à l’épicentre ou à proximité qui détermine le caractère destructeur d’un séisme un séisme même de très forte magnitude pourra être relativement peut destructeur s’il se produit dans une vaste zone inhabitée. A la différence de la magnitude qui est associée de façon unique à un séisme, l’intensité varie suivant le lieu d’observation. Elle est maximum à l’épicentre et décroit assez rapidement lorsqu’on s’en éloigne, seuls les plus grands séismes étant ressentis sur des distances dépassant les 1000 km. Au Japon, lors d’un séisme, l’Agence de Météorologie diffuse quasi instantanément les cartes donnant les valeurs d’intensité shindo » dans les différentes régions, cartes reprises par l’ensemble des chaînes de télévision. L’échelle d’intensité est en effet corrélée avec les accélérations relevées au sol ce qui permet une automatisation complète du processus. D La durée des séismes La durée des séismes est très variable suivant sa profondeur et la taille des failles mises en jeu. Elle est couramment de l’ordre de quelques dizaines de seconde, temps qui paraît interminable aux personnes exposées qui se sentent un instant complétement désarmées. Cette durée résulte d’une combinaison complexe des différentes durées de propagation des ondes sismiques et de la durée nécessaire à la propagation des fissures au niveau de la faille. - Durée de propagation des ondes plus la profondeur est grande, plus la durée est longue, puisque la différence de temps de parcours entre les ondes les plus lentes ondes de surface, 2 à 4 km/s et les plus rapides ondes P, jusqu’à 6 km/s près de la surface augmente. Pour un foyer profond, les différences des temps de propogation peuvent donc atteindre des dizaines de seconde. De plus, l’existence de réflexions ou de résonance des sols contribuent encore à allonger cette durée. Ex foyer situé à 30 km de profondeur. Vitesse ondes P environ 6km/s Vitesse ondes S enviro 3,5km/s Départ des ondes du foyer 12h00min00s. Arrivée des ondes P 12h00min00s+30/6= 12h00min5s. Arrivée des ondes S 12h00min00s+30/3,5= 12h00min09s Les ondes de surface arrivent plus tard puisque leur vitesse de propagation est plus faible ce qui rajoute encore plusieurs secondes. Ici, la durée liée aux différences de vitesse de propagation est de l'ordre de 10 secondes. - Durée de propagation de la faille plus la faille à l’origine du séisme est grande, plus la durée augmente ; la vitesse de propagation de rupture étant de l’ordre de 3 km/sec, le temps peut atteindre aussi quelques dizaines de secondes dans le cas de très grands séismes. S’ajoutent à ces durées, celle des répliques ruptures secondaires donnant naissance à de nouveaux séismes qui peuvent survenir dans les minutes ou les heures qui suivent. Pour une faille de 100 km, la durée nécessaire à la rupture est de l'ordre de 30 secondes 100km divisé par 3 km/sec. La durée totale dans cet exemple est d'environ 40 secondes, ce qui est très long.

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