Les messages des Ondes Sismiques Laurent Guillot, Raphaele Millot Doctorants - Laboratoire de Sismologie Globale

Les tremblements de terre sont des catastrophes naturelles aussi meurtrières qu'imprévisibles. Dans l'espoir de les prévoir un jour, les géophysiciens ont cherché à les comprendre Ils ont ainsi appris à analyser les secousses du sol, et en cherchant à découvrir les mécanismes qui sont en jeu lors de ces secousses, ils ont aussi découvert une multitude de renseignements sur la structure et la dynamique de la Terre. Si l'on creusait un trou en direction du centre de la Terre, on constaterait qu'au fur et à mesure que l’on s’éloigne de la surface, la température augmente. Pour rétablir un équilibre thermique avec l’espace environnant, les " boyaux " (J. Elder) de notre planète s’activent et de lents mouvements de matière solide brassent les profondeurs. Quelquefois pourtant, vers la surface notamment, les roches sont trop rigides, trop dures, pour se déformer tranquillement comme des fluides. Elles résistent pendant quelques temps aux forces subies, accumulent de l’énergie élastique, puis en des endroits de fragilité accrue, elles cèdent. De petites fractures se forment d’abord, se rejoignent, et c’est la rupture à grande échelle, brusque. Les deux blocs de part et d’autre de cette cassure ou faille se déplacent tangentiellement l’un par rapport à l’autre, pour relâcher le trop plein d’énergie élastique emmagasinée. Ces phénomènes (rupture, frottement rugueux sur le plan de faille) s’accompagnent de l’émission d’ondes mécaniques (voir le film) : C ’est le déclenchement d’un séisme, ou tremblement de terre. Comme une corde de guitare ou de piano que l’on aurait frappée, la Terre vibre, à des fréquences qui lui sont propres. Nous aborderons ici les questions suivantes : Comment enregistrer et quantifier les tremblements de terre ? Comment interpréter les mesures de ces "bruits" de la Terre?

A l’écoute des sons de la Terre... Toute onde est sensible à certaines propriétés physiques du milieu qu’elle traverse, d’autant plus finement que sa fréquence est élevée. Les ondes sismiques ont une fréquence qui peut varier entre 0.3 mHz (pour les oscillations les plus " graves " excitées par un séisme) et 200 Hz (en sismologie d’exploration). Elles sont donc susceptibles d’apporter des informations structurales sur une large gamme d’échelles spatiales. Encore faut-il interpréter ces signaux, et avant tout, les enregistrer...

Comment enregistrer un sismogramme? -historique: ce sont les chinois qui, dès 132 après J.C. ont fabriqué le premier appareil d’observation des tremblements de terre (Image 1). Il s’agissait d’un vase possédant 8 ouvertures en forme de tête de dragon, orientés vers les points cardinaux. A l’intérieur, il y avait un mécanisme (probablement un pendule) capable de déloger de petites billes qui sortaient alors par une des tête de dragon, indiquant la direction de l’épicentre. Cependant, il faudra attendre 1875 pour que l’italien Felippo Cecchi construise le premier sismographe capable d’enregistrer le mouvement du sol en fonction du temps.
Image 1 : sismoscope chinois, premier instrument d’observation des secousses de la Terre.

-principe de base: il s’agit d’un pendule : une masse témoin est attachée à un ressort, lui même attaché à un bâti solidaire du sol. Lorsque le sol bouge, le ressort est entraîné par le bâti, ce qui provoque un mouvement de la masse. D’après les équations de la dynamique, le mouvement de la masse est directement relié à celui du sol. La masse est également reliée à un dispositif d’enregistrement, ce qui permet d’obtenir une trace du mouvement du sol en fonction du temps: on l'appelle sismogramme (Image 2). -dispositif d’enregistrement: les premiers dispositifs utilisés étaient optiques. On a ensuite utilisé d’autres systèmes, notamment électromagnétiques, basés sur le principe de l’induction. De nos jours, les sismogrammes ont encore changé de support pour être enregistrés sur bande magnétique avant d’être finalement digitalisés. (Pour un peu plus de détail, voir plus loin)

-les réseaux globaux: depuis le milieu des années 70, les scientifiques du monde entier ont installé des réseaux de stations sismiques afin d’enregistrer en un maximum de points à la surface du globe les mouvements du sol, dus, entre autres, aux tremblements de terre. Si les premiers réseaux ont été développés par les Etats-Unis, la France n’est pas en reste, grâce à son réseau GEOSCOPE. On peut voir sur cette carte la répartition des stations du réseau IRIS -U.S.A.- et GEOSCOPE -France- (Image 3). On voit que dans l’hémisphère sud, il reste beaucoup de régions où il n’y a pas de station puisqu'il n’y a ni continent ni île. Un des pôles de recherche important en instrumentation sismique aujourd’hui est la conquête des fonds marins et l’installation de stations sismiques " fond de mer ".

Les différents types d'ondes Les mesures effectuées n’ont un sens que si l’on possède une base théorique pour les décrypter. Les sismogrammes peuvent en effet apparaître au néophyte comme une suite d’impulsions difficilement interprétables. Les équations de la dynamique dans un cadre élastique peuvent être résolues de plusieurs manières, chacune sous-tendant une interprétation particulière du champ sismique. La plus intuitive met l’accent sur l’aspect propagatif des ondes, et fait apparaître deux solutions particulières pour un matériau homogène: les ondes P et S, dites de volume car elles sont susceptibles de se propager dans tout le volume du matériau. Ces deux ondes sont facilement repérables sur les sismogrammes (Image 4) car elles sont les deux premières arrivées. Deux caractéristiques permettent de les distinguer: leurs vitesses (l’onde P est plus rapide que la S), et surtout leur polarisation, l’onde P étant une onde de compression et l’onde S une onde de cisaillement (Image 4). Cette dernière propriété explique que les ondes S ne se propagent pas dans les fluides parfaits.

Il existe également des ondes qui se propageant à la surface de la Terre, les ondes de Rayleigh et de Love. Celles-ci naissent de l'interférence d'ondes de volume, incidentes et réfléchies à la surface de la Terre (Image 4). Elles sont appelées ondes de surface (pour un peu plus de détail, voir "les ondes de surface"). Il faut noter que les propriétés ondulatoires, que ce soit la vitesse de propagation ou bien la fréquence de vibration, dépendent des caractéristiques physiques des milieux traversés, comme leur masse volumique ou leurs constantes élastiques.

Energie sismique Les habitants de San Francisco, à proximité de la faille de San Andreas, le savent: tous les tremblements de terre n’ont pas la même capacité destructrice. C’est parce que les séismes ne libèrent pas tous la même quantité d’énergie. Cette énergie peut être mesurée de différentes façons, souvent relativement à une valeur-étalon, et l'on parle alors de magnitude sismique; l’échelle de magnitude la plus connue est l’échelle de Richter. Toutes les ondes évoquées possèdent des caractéristiques qui leur sont propres, et les sismologues savent, de mieux en mieux, tirer parti de chacune pour progresser dans la compréhension du fonctionnement de la planète. Nous avons choisi d’insister sur deux points particuliers : - la source du signal pour son apport dans la compréhension de la tectonique des plaques, - la propagation des signaux dans le cœur de la Terre pour en connaître la structure.

Remontons à la source... La source sismique (foyer ou encore hypocentre) est le lieu géographique originel de la rupture et donc de l’émission d’ondes ; sa projection à la surface du globe s’appelle l’épicentre. Le procédé le plus simple pour localiser l'emplacement des foyers est de recueillir les signaux en plusieurs stations et de déterminer en chacune les dates d’arrivée d’une phase de référence, par exemple l’onde P : la connaissance grossière de la structure de la Terre permet alors de localiser ce séisme dans le temps et l’espace (pour un peu plus de détail, voir "les hodochrones"). Un réseau plus dense de stations permet d’accroître très nettement la précision de cette première mesure.

En règle générale, les hypocentres se concentrent dans des zones particulières du globe terrestre sous forme d’étroites ceintures (Image 5), sauf lorsqu’ils sont liés à l’activité humaine (injections hydrauliques dans des forages, explosions nucléaires). Cette distribution est fortement liée au découpage de la surface de la Terre en plaques tectoniques aux mouvements indépendants, les mouvements différentiels entraînant une accumulation de contraintes dans ces coques rigides. Le surplus de contraintes accumulées élastiquement se libère principalement au niveau des zones de fracturation préétablies que constituent les limites de ces plaques. Les grandes zones tectoniques apparaissent dans des contextes : -de compression (zones de subduction où une plaque plonge sous l’autre comme la plaque Pacifique sous l’Asie au niveau du Japon) - d’extension (dorsales océaniques, par exemple la dorsale Est-Pacifique) - de cisaillement (l’exemple bien connu de la faille de San Andreas). Une exception de taille à cette concentration des foyers est la zone de collision d’Asie du sud-est (Himalaya-Tibet et grandes failles de Chine), où la sismicité est répartie sur une vaste superficie de plus de 3.106 km2.

La distribution sismique en fonction de la profondeur, encore appelée radiale, est également particulière (image 6): principalement localisée à une portion superficielle cassante, la lithosphère, elle se poursuit plus profondément au niveau des zones en convergence, le long d’une surface dite plan de Wadati-Benioff, et ce quelquefois jusqu'à plus de 600 kilomètres. Ce plan est la trace sismique de la plongée de la lithosphère froide et rigide dans les profondeurs du globe.

Image 6 : Coupe perpendiculaire à la fosse du Japon, où sont reportés les foyers sismiques. Ces foyers se répartissent le long d’une bande; des coupes similaires en d’autres endroits de la fosse montrent des profils identiques. Les séismes en profondeur se répartissent donc le long d’un plan dit de Wadati-Benioff, " image " sismique d’une plaque subductant en profondeur.

Un modèle radial de l'intérieur de la Terre Essayons de voir plus profondément encore l'intérieur de la Terre. Les ondes sismiques se propagent à travers tout le globe terrestre. L'analyse d'un grand nombre de temps de trajets d’ondes de volume, pour différentes distances de la source à la station d'enregistrement a permis aux sismologues d'établir un modèle de l'intérieur de la Terre.

La présence sur les sismogrammes d’ondes de volume que l’on ne prévoyait pas pour une Terre homogène et continue a permis d’isoler les grandes ruptures structurales du globe. A une profondeur de 2900 kilomètres, la vitesse des ondes P chute brusquement, et les ondes S ne se propagent plus: la Terre, solide jusque là, devient liquide! Puis, à 5100 kilomètres, il y a une nouvelle discontinuité, on repasse dans un solide! Les indices apportés par d’autres géosciences (géochimie, pétrologie, minéralogie) cumulés à ceux-ci font naître un modèle unidimensionnel de la structure de notre planète (Image 7 ) : jusqu'à 2900 kilomètres, la Terre est un solide silicaté, constitué par une croûte, un manteau supérieur et un manteau inférieur; les silicates sont ensuite remplacés principalement par un mélange fer-nickel, liquide (c’est le noyau externe) puis solide (noyau interne ou graine).

De nombreux modèles sismologiques de référence, fournissant la distribution radiale des vitesses sismiques et de certaines autres propriétés physiques, ont été élaborés. Le plus connu d’entre eux est le PREM (pour: Preliminary Reference Earth Model, Image 8 ) de Dziewonski et Anderson (1981). Un tel modèle est une excellente première approximation de la structure de la Terre.

Tomographie sismique: comment voir l’invisible... Analysons encore plus finement le message des ondes sismiques et les milieux qu'elles traversent. Nous avons noté que les propriétés des ondes sismiques sont liées à certaines grandeurs physiques des roches, dont la masse volumique et les constantes élastiques. Toute variation latérale des premières fournit donc des renseignements sur les variations latérales des secondes. En faisant quelques hypothèses simplificatrices, si l’on parvient à relier ces variations de densité et d’élasticité à des changements de température ou de composition du milieu traversé, la sismologie apparaît comme un outil de choix pour dévoiler la structure du globe en profondeur, et donner des clefs pour la compréhension de sa dynamique.   Vers une image de la Terre en profondeur Le développement de l’imagerie de la Terre à partir de l'analyse des variations latérales de propriétés sismiques a vu le jour dans les années 1980. Cette méthode s’appelle la tomographie, comme en médecine. L’une des idées centrales pour interpréter les cartes tomographiques est qu’une variation positive des vitesses sismiques, par rapport à un modèle de référence, se traduit comme la traversée par les ondes d’un milieu plus froid que celui présumé (et inversement pour les variations négatives).

Evoquons simplement quelques résultats importants obtenus ces dernières années, et qui fournissent d’intéressants éclairages sur la dynamique de la Terre: -la dichotomie observée en surface entre continents et océans se poursuit "sismologiquement " en profondeur jusqu'à 300 kilomètres environ. Le manteau sous-continental est en général plus épais et plus froid que celui des océans, du moins dans les zones cratoniques (Image 9 ); -des flux ascendants de matière chaude sous les dorsales semblent s’ancrer à des profondeurs de 250-300 kilomètres au maximum, mais dans certaines régions (Pacifique Central, centre de l’Afrique) les anomalies négatives de vitesses d’ondes S s’observent dans tout le manteau jusqu'à sa base;

-les points chauds, ces courants ascendants chauds très localisés, résistent pour l’instant au scanner des tomographes, alors que les courants froids qui poursuivent les subductions en profondeur sont maintenant bien individualisés. Certains, mais c’est peut-être transitoire, semblent s’étaler à la frontière manteaux supérieur-inférieur à 660 kilomètres de profondeur, alors que d’autres vont jusqu'à la limite noyau-manteau (image 10). Un tel résultat est important pour comprendre la dynamique mantellique et sa partition en plusieurs domaines; -les 300 derniers kilomètres à la base du manteau constituent une zone très hétérogène, la zone D’’. Certains ont émis l’hypothèse qu’une couche de matériel silicaté primitif d’en moyenne 1000 kilomètres d’épaisseur tapisserait la base du manteau (voir chap. convection pour les développements); -enfin certains sismologues ont mis en évidence, en utilisant l’anisotropie des ondes (c’est-à-dire la variation des propriétés ondulatoires en fonction des directions de propagation et/ou de polarisation), les mouvements convectifs dans la graine.

Vers la découverte de l'intérieur d'autres planètes La sismologie est donc un outil de choix pour sonder notre planète: les signaux qu’elle étudie ont des fréquences qui permettent d’imager une large gamme de structures terrestres, et ces signaux traversent le globe de part en part. Les modèles tomographiques sont de plus en plus précis, la résolution des hétérogénéités est de plus en plus grande. Le travail commun avec les autres géosciences accroît notre connaissance de la structure et de la dynamique de la Terre. Mais les sismologues ne s’arrêtent pas à la Terre solide: nombreux sont ceux qui s’intéressent maintenant aux ondes océaniques et atmosphériques, et aux tremblements d’autres planètes ou satellites, comme la Lune et bientôt Mars. Après ceux de la Terre, la sismologie nous dévoilera certainement les secrets d’autres endroits du Système Solaire...

Quelques précisions supplémentaires : - Le dispositif d'enregistrement des sismogrammes - Les Ondes de surface - Les hodochrones - Quelques simplifications pour les problèmes de propagation des ondes

Le dispositif d'enregistrement des sismogrammes Les premiers dispositifs utilisés étaient optiques. La masse témoin était reliée à des miroirs qui déviaient un faisceau lumineux. Lorsque la masse bougeait, la déviation du faisceau lumineux changeait, et impressionnait une plaque photographique. Cette plaque étant placée sur un cylindre en rotation à vitesse constante, on obtenait alors un enregistrement photographique du sismogramme. On utilisait également des dispositifs mécaniques, la masse témoin étant reliée directement à un stylet qui inscrivait le sismogramme sur un papier, toujours placé sur un cylindre en rotation. On a ensuite utilisé d’autres systèmes, notamment électromagnétiques, basés sur le principe de l’induction. Une petite bobine était solidaire de la masse témoin, et se déplaçait donc avec celle-ci dans un champ magnétique, ce qui produisait un courant dont l’amplitude était directement proportionnelle à celle du mouvement du sol. De nos jours, les sismogrammes ont encore changé de support pour être enregistrés sur bande magnétique avant d’être finalement digitalisés. Les ondes de surface A la surface de la Terre, les ondes de volume sont réfléchies et peuvent interférer avec les ondes incidentes. Ainsi naissent les ondes de Rayleigh (interférence entre ondes P et S) à l’originale polarisation elliptique, et les ondes de Love, interférences d’ondes S polarisées horizontalement (image 4). Après plusieurs dizaines de minutes de propagation, la plupart de ces ondes auront disparu, suite à des interférences destructives et à leur atténuation par des mécanismes physiques non élastiques, mais la Terre continuera à vibrer faiblement. Les vibrations prendront cette fois-ci la forme d’ondes stationnaires, comme celles qui animent les barres d’un bus lorsque celui-ci est à l’arrêt à un feu rouge (et plus généralement tout objet de taille finie soumis à une excitation donnée). On parle alors d’oscillations libres de la Terre.

Les hodochrones Une hodochrone est une courbe de la distance à l'épicentre en fonction du temps de trajet. Les données recueillies et reportées sur une hodochrone pour un très grand nombre de sismogrammes sont peu dispersées. On a ainsi pu obtenir une hodochrone de référence en additionnant les signaux de nombreux sismogrammes (image 11 ). Cette courbe de référence permet de localiser très rapidement, et avec une assez bonne précision, les épicentres.

Quelques simplifications pour les problèmes de propagation Deux concepts majeurs sont fréquemment utilisés pour simplifier les problèmes rencontrés: -l’émission d’ondes se fait dans toutes les directions de l’espace depuis la source, sous forme de fronts d’ondes distincts (comme ceux qu’on observe autour du point d’impact d’un caillou lancé dans un étang). Il est possible, si la fréquence de ces ondes est suffisamment élevée, d’isoler théoriquement entre la source et la station réceptrice, un fin élément d’un front d’onde que l’on suit tout au long de sa propagation. C’est l’équivalent sismique d’un rai lumineux. Lorsque le milieu traversé est homogène, le rai est rectiligne. Il est courbe sinon, et sa trajectoire est telle que le temps de trajet de la source à la station est minimal; -on suppose que l’amplitude des hétérogénéités latérales, d’un point de vue sismique, est faible, ces hétérogénéités étant de petits écarts à un modèle radial dit de référence. Ce point de vue permet aux sismologues d’utiliser ce que l’on nomme le principe de Fermat: dans un tel milieu hétérogène, un rai se propage en suivant le même chemin que celui qu’il aurait dans le milieu de référence. Clairement et pratiquement, lorsque le rai traverse un milieu plus rapide que le milieu de référence, il va plus vite et son temps de trajet est moindre (et inversement pour les zones lentes) : on dit qu’il est sensible à la structure terrestre qu’il traverse.

Editeur : G. Brandeis

Page réalisée en Septembre 2001