Qu'est-ce qui fait trembler la terre ? - 06/10/2007

Dans ce dossier, Olivier Bellier traite des tremblements de terre. Il évoque le « moteur » des tremblements de terre (ou séismes) et leur lien avec la tectonique des plaques, modèle qui explique aujourd’hui l’ensemble de la dynamique et de la vie interne de la Terre.

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La "Tectonique des plaques", un modèle qui explique l'essentiel de la "Vie" interne de la Terre, et de ses manifestations catastrophiques à la surface: les tremblements de terre et le volcanisme.
Modèle de la tectonique des plaques © Pierre Bédard

Puis il aborde les différents « outils » qui permettent d’étudier les séismes et les failles qui les génèrent. Après avoir évoqué la prise en compte du risque sismique en traitant rapidement les notions de prévision et de prévention, il évoque la « vie sismique » de la France, pour finalement focaliser la fin de ce dossier sur la sismicité de la Provence, domaine à sismicité relativement élevée eut égard à la sismicité modérée de la France.

Les séismes ou tremblements de terre, catastrophes naturelles les plus meurtrières, résultent pour l’essentiel du mouvement des plaques lithosphériques, qui se déplacent inexorablement mais sûrement, au cours du temps à la surface du globe. Ces plaques, d’environ 100 km d’épaisseur, constituent la couche superficielle de la Terre, dont l'écorce (ou croûte), très rigide, forme l'enveloppe la plus externe (environ 30 km d’épaisseur) - voir Figure 1.

Figure 1- Les principales plaques tectoniques, leurs frontières et leur déplacement.

Ces manifestations catastrophiques de la vie interne de la terre n’ont pas une répartition aléatoire. Elles se localisent pour l’essentiel le long de frontières de plaques de la Tectonique des plaques.

Les séismes n'ont donc pas une répartition géographique aléatoire, tout comme les volcans et les chaînes de montagne issus des mêmes mécanismes moteurs de la tectonique des plaques. En effet, plus de 90 % de l'énergie sismique totale relâchée à la surface de la terre est produite au niveau de grands accidents qui limitent les plaques (Figures 1 et 2).

Figure 2: Répartition de la sismicité et tectonique des plaques

C'est dans ces zones que s'accumule l'essentiel des contraintes résultant du déplacement des plaques les unes par rapport aux autres. Ces contraintes accumulées au cours du temps, pendant des dizaines, des centaines, des milliers d'années vont se trouver libérées de manière instantanée sous forme d'énergie sismique. Ce qui produira une rupture (ou “cassure”) et un déplacement violent (Figure 2). Les séismes correspondent donc à l’initiation et la propagation d'une rupture le long d’une discontinuité préexistante de la lithosphère, les failles.

Ces failles constituent, soit des ruptures de la croûte terrestre (Figure 3), soit des limites ou frontières de plaque. (exemple du séisme de Sumatra en 2004, Figure 6). 

Figure 3 - « Rupture » de surface qui se produisit au cours du tremblement de terre de Spitak, Arménie, 1988, Magnitude 6,8. (photo M. Diament).

La « cicatrice » affectant le sol représente la rupture cosismique, c'est-à-dire le déplacement brutal de la surface du sol qui se produisit instantanément au cours du séisme. Le déplacement cosismique a été localement de l’ordre de 1,5 m lors du séisme de 1988.

Au début du XXème siècle, Alfred Wegener constatait que les continents avaient dérivé les uns par rapport aux autres au cours des temps géologiques (c’est à dire sur des échelles temporelles de l’ordre de plusieurs Millions d’années) - Figures 4 et 5. Il y a 290 Millions d’années , tous les continents étaient réunis en un seul domaine de Terre émergé, un immense continent : “la Pangée”.

Figure 4 : Un continent unique il y a environ 300 Millions d'années : "La Pangée"

Pour preuve de ce phénomène, la forme des continents, certaines lignes de côtes actuelles se correspondant comme un véritable puzzle. Il suffit de regarder la forme des continents Africain et Américain du Sud, pour s’en convaincre. Ce concept de “Dérive des continents”, énoncé par Wegener et très controversé pendant plus de cinquante ans, a servi de base au modèle actuel de la “Tectonique des plaques”.

Figure 5 : Animation illustrant la dévive des continents

C’est dans les années 1970 que, grâce à l’observation des fonds océaniques, les scientifiques ont énoncé ce modèle qui permet d’expliquer la dynamique globale de la Terre et la répartition des séismes et des volcans. Des plaques lithosphériques se déplacent les unes par rapport aux autres à des vitesses de quelques centimètres par an. Elles sont limitées par des frontières de plaques. La majeure partie de l’énergie sismique libérée à la surface du globe, l’est donc au niveau de ces frontières de plaques, telles que les zones de subduction, les rides médio-océaniques, ou encore les failles transformantes…

Le territoire français bénéficie d'une relative tranquillité du fait de sa localisation éloignée des frontières de plaques. Nous pourrions donc nous sentir protégés par rapport à certains de nos voisins tels que l'Italie ou la Grèce ou bien encore par rapport à d'autres zones plus éloignées telles que le Japon ou l'Ouest des Etats Unis. Tout le monde se souvient des tremblements de terre de Kobé au Japon qui se produisit en 1995, 6348 morts et prêt de 100 milliards de dollars de dommages, d’Izmit (Istambul) en Turquie (Août 1999) ou encore, plus récemment, le séisme de Sumatra, qui de par le Tsunami qu’il généra fut l’un des plus meurtriers de notre histoire.

Avec une magnitude de 9 sur l’échelle ouverte de Richter, le séisme de Sumatra du 26 Décembre 2004 (Figure 6) est à classer parmi les monstres telluriques de l’ère instrumentale, c'est-à-dire depuis que l’homme dispose de sismomètres pour surveiller en continu les vibrations du sol.

Figure 6 : Animation présentant la rupture le long de la zone de subduction qui a généré le séisme de Sumatra (2004 ) et illustrant la propagation du tsunami qu’il produisit.

Il figure parmi les cinq plus grosses secousses enregistrées à la surface du globe au cours du dernier siècle, les deux plus puissants étant les séismes du Chili en 1960 (magnitude 9,5) et d’Alaska en 1964 (magnitude 9,2). Particulièrement meurtrier du fait d'un tsunami associé, celui de Sumatra s’est déclenché au large de l’île, sur la partie nord de la zone de subduction indonésienne. Un autre événement sismique se produisit en 2005 le long de cette même zone de subduction (Figure 7), mais celui-ci de moindre importance (bien qu’assez énergétique, magnitude 8,7) ne produisit fort heureusement pas de tsunami.

 
Figure 7 : Localisation des épicentres des événements sismiques majeurs des séismes de Sumatra (2004 et 2005) ainsi que des petits séismes qui s’en suivirent, les répliques.

Le séisme de Sumatra a été catastrophique, mais ce n’était pas une surprise…  En effet, engendrés par la réactivation d’une faille d’échelle lithosphérique ou crustale, les séismes sont d’autant plus forts que la faille qui les produit est longue. Les failles les plus longues à la surface du globe sont liées aux zones de subduction. Or l’Indonésie, "coincée" entre deux zones de collisions majeures (Inde–Asie, à l’Ouest et Australie-Asie du SE, à l’Est) est bordée au sud par une zone de subduction de 3000 kilomètres de long (Figures 6 et 7).

Dans cette zone, la subduction donc le rapprochement entre la plaque océanique indienne et le bloc de la Sonde (Figure 8), excroissance de la plaque eurasienne, se fait à une vitesse de 5 à 7 cm/an, ce qui est considérable à l’échelle du globe.

Figure 8 - Coupe de la zone de subduction de Sumatra, où la plaque indo-australienne plonge sous le bloc de la Sonde (« Eruption », n°6, 2005).

Le plongement de la plaque océanique indienne, plus lourde, sous le bloc de la Sonde délimite, entre les deux plaques, la faille lithosphérique sur laquelle s’effectue le glissement. La zone qui a rompu au cours du séisme récent constitue une surface de plus de 50 000 kilomètres carrés de la “ faille ” de subduction pour une longueur en surface d’au moins 1000 km. La rupture s’est propagée le long de ces 1000 km de faille, pendant dix minutes. Ce qui en fait le séisme le plus long connu à ce jour, puisque en général ils durent de quelques secondes à une minute. Le glissement associé à ce tremblement de terre sur la zone de subduction est estimé à plus de 10 m, soit l'équivalent de presque deux siècles de mouvement régulier ! Cette rupture a produit un soulèvement local du bloc de la Sonde de l’ordre de quelques mètres, ce qui est énorme. De tels surfaces de rupture et déplacement associés à un séisme ne peuvent s’observer qu'en zones de subduction, seules zones de faille continue de plus de mille kilomètres. D'ailleurs, tous les séismes de magnitude 9 connus sont des séismes de subduction.

Photo de Sumatra après le séisme

La géodésie est une sciences très ancienne qui a pour objectif de mesurer les forme et dimension de la Terre. Trois siècles avant J.-C., un géomètre Grec, Eratosthène, avait déjà déterminé le rayon et la circonférence de la terre avec une relative précision, en se basant sur la longueur des stades égyptiens (mesure fréquemment utilisée à l’époque !).

La géodésie permet en outre de positionner un point en trois dimensions à la surface du globe. L’aventure spatiale va alors révolutionner cette science. En effet depuis l’avènement  de la géodésie spatiale (c'est-à-dire des instruments embarqués dans des satellites), cette science a subit une véritable révolution en permettant une amélioration considérable dans la mesure et donc dans la position de points à la surface de la terre. Un des instruments particulièrement utilisé aujourd’hui en géosciences est le GPS (Global Poisitionning System).

Le système GPS est basé sur un ensemble de satellites en orbite autour de la terre (à gauche) qui envoient en continu des signaux vers le Terre. Au sol des capteurs constitués d'une antenne et d'un récepteur enregistrent les signaux envoyés par les satellites (à droite). Le traitement de ces données permet de localiser avec précision les points où se situent les capteurs - A lire le dossier : "Topographie : découvrir le fonctionnement du GPS"

Ce système est constitué de plusieurs satellites en orbites autour de la terre qui envoient des signaux en continu vers la Terre. Les récepteurs localisés au sol réceptionnent alors ces signaux, ce qui permet (moyennant quelques calculs savants !) de localiser ce dernier avec une précision millimétrique à centimétrique. Si l’on mesure deux points de part et d’autre d’une faille à deux périodes différentes, on peut alors déterminer le déplacement de ces deux points au cours du temps. On peut en déduire avec précision la vitesse de déplacement de ces deux points l’un part rapport à l’autre et donc la vitesse de déplacement relatif des deux blocs de part et d’autre de la faille, c'est-à-dire la vitesse de la faille. A condition bien sûre que cette faille soit assez rapide, c'est-à-dire qu’elle ait une vitesse minimale de plusieurs millimètres par an. Avec une grande quantité de points, on peut alors suivre en continue le champ de déplacement à proximité et loin de la faille, et en déduire le comportement de la déformation entre deux tremblements de terre, mais aussi pendant un événement sismique.

Ainsi, nous avons considérablement amélioré notre connaissance du comportement sismogénique des failles sismiques, c'est-à-dire le comportement de la faille entre deux séismes, quand elle « se charge » en contraintes (période inter-sismique), ou pendant le séisme (stade co-sismique) c'est-à-dire quand elle libère les contraintes accumulées au cours du temps. Ce cycle de chargement/déchargement, s’appelle le cycle sismique, il implique une relative régularité dans l’occurrence des séismes sur une faille donnée. Cette « répétitivité » des tremblements de terre constitue la récurrence sismique qui est un des paramètres primordiaux à définir pour appréhender l’aléa et donc le risque sismique. Toutefois, en France les vitesses des failles étant très faibles (inférieure au millimètre par an), la géodésie reste aujourd’hui un outil inadapté pour y appréhender de manière significative l’aléa sismique. Aussi, nous développerons ci-dessous essentiellement les approches géologique et sismologique de l’étude des failles pouvant générer des séismes (dites failles actives).

Mais, ces tremblements de terre qui sont parmi les catastrophes naturelles les plus meurtrières, peuvent-ils faire trembler la France ? Doivent-ils faire trembler les Français ?

La réponse est oui, car la France elle aussi a déjà tremblé. Souvenez-vous du séisme qui ébranla la région d'Arette dans les Pyrénées atlantiques, le treize Août 1967. Celui-ci bien qu'ayant eu une magnitude modérée de 5,3  sur l'échelle de Richter, est ancré dans la mémoire collective car c'est le plus récent séisme ayant produit des dommages considérables. Il fut ressenti de l'Espagne à l'Aquitaine et provoqua un mort, quelques dizaines de victimes et sinistra plusieurs dizaines de communes alentour. Parmi les plus destructeurs de "nos" tremblements de terre, le plus récent est celui de Lambesc, d'intensité VIII-IX et de magnitude 6, qui eu lieu le 11 Juin 1909  (Figure 9). Il secoua tout le Sud-Est de la France, fut ressenti en Espagne et en Italie et détruisit plusieurs villes en Provence dont Lambesc, Rognes et St Cannat. Il engendra près de trois cents victimes dont quarante-six morts. Par conséquent, la France métropolitaine est un domaine où la sismicité existe, même si celle-ci est modérée et si les séismes destructeurs s'y font rares.

Figure 9 - Destruction d’un village provençal lors du séisme de Lambesc en Juin 1909 (Magnitude 6, Intensité VIII-IX) (© photo d’archive CEREGE)

Nous avons vu que les déplacements des plaques lithosphériques engendrent des déformations de la croûte terrestre qui vont libérer le plus souvent leur énergie sous forme de séismes de magnitude plus ou moins élevée. La déformation récente de la France dépend essentiellement de la migration vers le Nord, qui perdure depuis environ quatre vingt millions d'années, de la plaque Africaine vers l'Europe produisant entre autre, la fermeture lente de la Méditerranée. Cette migration d' une vitesse de l'ordre de 5-10 mm/an aujourd'hui, est absorbée essentiellement sur une zone d'affrontement ou de collision des plaques. Cette dernière est constituée par la chaîne Alpine au sens large à laquelle appartiennent dans l'Hexagone, les Pyrénées et les Alpes.

La majeure partie de ce déplacement a été accommodée au cours des derniers millions d’années par des glissements et donc des séismes, sur des failles de la chaîne alpine. La démarche « classique » est d’attribuer à la tectonique des plaques un rôle majeur dans la localisation des tremblements de terre dans le monde. Ce qui est probablement vrai pour 99,99% des séismes. Toutefois à nos longitudes, l’essentiel de la convergence (rapprochement) entre l’Afrique et l’Europe se trouve aujourd’hui accommodé par des déformations et donc des séismes localisés entre le nord du Maghreb et le sud de l’Espagne. Ce qui signifie qu’il ne reste presque plus de convergence (moteur tectonique) pour générer les séismes français… Sous l’impulsion de Xavier Le Pichon (Professeur au Collège de France et membre de l’Académie des Sciences) quelques chercheurs pensent que c’est le « poids » des Alpes qui les fait fluer vers la méditerranée qui est le moteur essentiel de notre « bruit » sismique. Comme souvent en sciences la solution est très probablement entre les deux, c'est-à-dire que c’est un « chouillat » de tectonique et un « zeste » de gravité (poids des alpes) qui produit notre séismicité, modérée… ceci expliquerait les contraintes très hétérogènes enregistrées dans le SE de la France par différentes études.

La répartition de la sismicité montre clairement que trois régions tectoniquement actives peuvent être identifiées en France : le fossé Rhénan, les Pyrénées, les Alpes et leurs avant-pays jusqu'au bassin du Sud-Est et à la Provence (Figure 10). Nous avons déjà évoqué le fait que cette sismicité est liée à une déformation, qui bien que modérée, peut cependant engendrer des séismes destructeurs, faisant de l'hexagone un pays à risque sismique non négligeable ; les plus récents de ces tremblements de terre étant ceux de Lambesc de magnitude environ 6,  ou encore celui d'Arette de magnitude 5,3.

Dans le détail, la sismicité de la France témoigne aussi d'autres zones de déformation telles que le Massif Central et le Massif Armoricain impliquant une large zone au Sud de la Bretagne.

Figure 10 - Répartition de la sismicité instrumentale enregistrée ces dernières années en France métropolitaine

En effet, même si 90% de l'énergie sismique est libérée en France, au niveau des Alpes, des Pyrénées et de leur avant-pays dont la Provence, des séismes ont été répertoriés dans des zones stables, et réactivant des reliefs relatifs à des chaînes “ dites ” vieilles telles que les Massifs Centrale et Armoricain. C'est le cas du Tremblement de Terre du 6 Avril 1580  qui eut lieu dans le Pas-de-Calais et provoqua des dommages dans le NE de la France et le SE de l'Angleterre et engendra un tsunami (ou raz de marée) dans la Manche. Plus récemment, ce fut le cas également d’un séisme de magnitude 5 (compris entre 4,4 et 5,5 selon les sources), qui ébranla la Bretagne le 30 Septembre 2002, dans une région où l’activité sismique est faible mais relativement constante. Ce dernier correspond au re-jeu d’un accident ancien, mis en place il y a environ trois cents millions d'années. Ceci implique que même si les domaines français susceptibles d'être affectés par des tremblements de terre sont assez bien délimités, la plupart des ruptures actives de l'écorce terrestre de l'Hexagone ainsi que leur comportement sismogénique sont encore méconnus. Alors, comment peut-on "prévoir ou prévenir" les futurs séismes de la France ?

Prévoir les séismes afin de sauver des vies humaines et de préserver un patrimoine historique, industriel, économique compte parmi les priorités de la recherche en sciences de la terre de ce siècle. De nombreux signes précurseurs peuvent annoncer un tremblement de terre mais malheureusement ceux-ci ne sont pas reproductibles, leur occurrence apparemment aléatoire ne permet donc pas une approche systématique en terme de prévision. Nous pouvons évoquer toutefois certains de ces phénomènes précurseurs qui ont pour certains eu des succès spectaculaires ayant entraîné la mise au point de méthodes "infaillibles". Malheureusement infaillibles pour un temps ! En janvier 1975, des anomalies du champ magnétique, des variations de niveau d'eau dans les puits et le comportement "particulier" de certains animaux ainsi que l'occurrence de nombreux petits séismes entre le 1er et le 4 Février permirent aux chercheurs chinois de prédire le séisme de Haicheng et d'éviter donc une catastrophe. Ce tremblement de terre de magnitude supérieure à 7 ébranla dans la nuit du 4 au 5 Février,  le NE de la Chine.

Figure 11 - Le satellite Demeter © CNES

Plus d'un an plus tard le 28 Juillet 1976, se produisit le séisme le plus meurtrier de ce siècle sous la ville de Tangshan à seulement 300 km au sud-ouest du séisme d'Haicheng. Il provoqua 300.000 morts et ne fut malheureusement pas prédit! De leur côté, scientifiques russes et grecs ont expérimenté des méthodes de « prédiction ». Les premiers basent leurs recherches sur des lois statistiques qui permettraient de déterminer un seuil d'alerte, alors que les seconds s'attachent à mesurer les anomalies du potentiel électrique entre des électrodes dans le sol. Plus récemment la surveillance de signaux éléctro-magnétiques détectés dans la ionosphère par une instrumentation embarquée dans un satellite en orbite autour de la terre semble avoir donné des indications intéressantes avant les derniers gros séismes du globe. Cette mission spatiale du CNES (Centre National d’Etude Spatiale) nommée « Demeter » (Detection of Electro-Magnetic Emissions Transmitted from Earthquakes Regions) - Figure 11 - a pour vocation de surveiller les zones à aléa sismique élevé en vue de mieux comprendre le comportement sismogénique de ces zones et d’améliorer un jour la prévision sismique. Dans tous les cas même si ces démarches scientifiques sont prometteuses, elles peuvent être, à ce jour, contestées car elles ne donnent pas de résultats systématiques.

En l'absence de technique de prévision fiable, la prévention reste sans conteste le seul moyen de minimiser les risques de destruction matériel et de perte en vie humaine. Un séisme comme celui de Lambesc produirait aujourd'hui de nombreuses victimes, quelques centaines de morts, des milliers de blessés, et des destructions sans précèdent en France, pouvant s’estimer en millions voire milliards d’euros de dégâts, d'après une étude menée par le Ministère de l’Environnement. En l'absence d'une prévision fiable, il convient donc d'améliorer la prévention... Or, là où la Terre a tremblé, elle tremblera de nouveau. Cette loi naturelle permet une première étape vers la prévention. En effet, elle permet d'établir des cartes de zones potentiellement sismiques. Et par conséquent, à défaut de prévoir "Quand" elle re-tremblera, nous pouvons définir "Où" elle re-tremblera... L'évaluation de l'aléa sismique reposera donc, entre autre, sur l'identification et la localisation des séismes du  passé, comme du présent et donc des failles qui les générèrent.

Environ mille quatre cents villes et villages de France vivent avec la menace d'un tremblement de terre. Le risque n'est donc pas nul ! Il est primordial par conséquent de connaître les zones où se produisent, se sont produits et se produiront les séismes.

Les séismes du présent et du passé : séismicités  instrumentale et historique (Figure 12)

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Figure 12 - Répartition de la sismicité instrumentale (à gauche) et historique (à droite). Les points représentent la localiation des séismes en surface (épicentres) à la verticale du foyer (lieu du séisme en profondeur). Pour la carte de sismicité historique (gauche) plus les cercles sont grands plus l’intensité du séisme est élevée. Ces deux cartes permettent d’illustrer parfaitement et de manière très similaire, mais pour des fenêtres temporelle différente, la répartition de la sismicité de la France sur les zones de déformation récentes (exemple : les Alpes et les Pyrénées) (© cartes – documents IRSN).

La séismologie qui est la science des séismes, le séisme correspondant à un mouvement bref du sol (quelques secondes à quelques minutes), dû à l'arrivée d'ondes élastiques transmises dans le globe à partir d'un point appelé foyer, localisé sur une faille. L'enregistrement, graphique ou numérique, des séismes se fait par le biais d'un capteur appelé sismographe, ou sismomètre. Les sismomètres mécaniques furent mis au point à la fin du siècle dernier, mais c'est dès 1892, date à laquelle le premier sismographe fut installé à Strasbourg, que le territoire métropolitain fut surveillé. Depuis, le nombre de capteurs ne cesse d'augmenter, à une vitesse presque exponentielle en quelques dizaines d’années. Ces stations, 150 environ, réparties sur le territoire métropolitain, sont administrées sous forme de réseaux régionaux et nationaux, sous l'égide d'organismes tels que le CEA (Comissariat à l'Énérgie Atomique), le CNRS (Centre National de Recherche Scientifique), l'IRSN (Institut pour la Radio-protection et la Sûreté Nucléaire), etc. Elles permettent une surveillance en temps réel du territoire et des zones limitrophes. Ces réseaux sont chargés en cas de forte secousse de prévenir les autorités chargées de l'organisation des secours et permettent aujourd'hui de localiser avec une précision de l'ordre de 5 km la majorité des séismes de magnitude supérieure à 2. Ces derniers, imperceptibles par l'homme, correspondraient à une rupture ayant lieu sur une faille de 100 m maximum avec un déplacement insignifiant. Plus de 16 000 séismes ont pu être localisés en France depuis 1962, la répartition de ses séismes montre que 90 % de l'énergie sismique est libérée dans nos régions de déformation, soit associées aux chaînes de montagnes "jeunes", les Pyrénées et les Alpes, soit associées à des dépressions récentes telles que le fossé Rhénan. Toutefois, les marges continentales (Mer Ligure, Manche, Golfe de Lion) ainsi que les massifs anciens (Massifs Central et Armoricain)  sont affectés par une séismicité non négligeable et insoupçonnable avant l'avènement de la sismicité instrumentale.

Mais, cette surveillance croissante ainsi que cette « écoute » instantanée du « bruit » sismique ne permet pas de prévoir les séismes et ne permet d'appréhender que partiellement le comportement sismique d'un territoire, d'où la nécessité d'élargir la fenêtre d'observation de la sismicité, en France, comme ailleurs. C'est le rôle de la sismicité historique. De nombreux organismes (EDF (Electricité de France), IPSN (Institut pour la Protection et la Sûreté Nucléaire), BRGM (Bureau de Recherche Géologique et Minière), AFPS...) se sont associés afin de recenser les principaux tremblements de Terre ayant ébranlé la France, essentiellement au cours du dernier millénaire (cf. site sisfrance : www.sisfrance.net). Ce travail, de fourmis... consiste à aller fouiner dans les archives nationales, régionales et locales des descriptions écrites pouvant se rapporter à des dégâts produits par des séismes. Ces recherches de témoignages sur les tremblements de terre du territoire métropolitain, conservés dans notre patrimoine littéraire, ont permis d'établir une base de données fiable qui recense plus d’un millier de séismes d'intensité épicentrale supérieure ou égale à V. Bien que rares et d'énergie modeste comparée aux séismes de l'Ouest des États-Unis ou du Japon, les séismes de notre histoire tels que les séismes d'Arette ou de Lambesc montrent que la France n'est pas à l'abri de séismes destructeurs. Les plus gros séismes mis en évidence par la séismicité historique sont de magnitude légèrement supérieure à 6.

Dans ce contexte et du fait de l'expansion de l'urbanisme associée au développement d'industries à risque telles que les industries chimiques ou nucléaires, une secousse même modeste peut avoir des conséquences considérables. La terre est vieille de 4,5 Milliards d'années et ses cycles d'évolution géologique peuvent couvrir des millions d'années. Or, le séisme important, le plus ancien pour lequel nous disposons d'informations suffisantes est le séisme de Bâle en 1356. De ce fait, la quête documentaire de la sismicité historique est louable voir indispensable, mais elle n'est pas suffisante pour savoir si à l'échelle du million d'années la France a subi de plus gros séismes que ceux recensés par l'analyse historique. En d'autre terme, n'y a-t-il pas eu et ne peut-il pas y avoir en France de séisme encore plus fort que ceux recensés dans l'histoire millénaire de nos tremblements de terre ?  Le réponse est probablement, non, car le temps de retour des grands séismes en domaine continental est généralement de plusieurs milliers d'années. En toute rigueur, seules la géologie des tremblements de terre et la « paléosismicité » peuvent donc répondre à cette question. En effet, pour appréhender la séismicité antérieure, inaccessible de "mémoire d'homme", une seule méthode : explorer dans les couches géologiques des témoignages ou des empreintes d'événements sismiques.

Pour améliorer l'analyse de l'aléa sismique d'une zone de déformation crustale, il faudrait connaître son histoire sismique à long et moyen terme, c'est à dire, sur une fenêtre d'observation plus large que la sismicité instrumentale ou historique. C'est ce que permet la paléosismicité.

Une étude de paléosismicité consiste à effectuer des tranchées à travers la trace en surface d'une faille active dans le but d'identifier des séismes ayant affecté la région étudiée. Ce type d'analyse permet d'accéder à l'histoire sismique d'une faille à l'échelle de plusieurs milliers d'années. En effet, l'observation dans des tranchées creusées à travers une faille active vise à mettre en évidence des niveaux de dépôts liés à l'activité sismique, par l'analyse de discordances dans les couches sédimentaires. La stratigraphie, c'est à dire l'âge des couches successives accumulées au fur et à mesure des événements sismiques au contact de la faille permet ainsi de retracer l'histoire sismique. La datation, par la méthode ¹⁴C par exemple, de chaque niveau corrélé à un séisme donne l'âge des séismes majeurs successifs. Elle permet donc d'accéder au paramètre crucial qu'est la récurrence sismique de la faille; la récurrence étant le temps moyen de retour des séismes. L'analyse paléosismique permet généralement de préciser plusieurs paramètres caractérisant le comportement d'une faille active, tels que la récurrence  mais aussi, la magnitude maximum des séismes majeurs, la quantité de déplacement et le type de mouvements pour chaque événement.

L'utilisation de tranchées de paléosismicité pour l'étude du comportement d'une faille active est relativement récente. Leurs applications se sont longtemps limitées aux failles actives sismogènes en contexte désertique ou semi-aride. En effet, ce type de climat permet une meilleure préservation des niveaux stratigraphiques liés à l'activité sismique. Plus récemment leur utilisation a été étendue à des climats moins favorables telle que en France, dans le cadre de collaborations entre de nombreux organismes, EDF, CNRS, Universités, BRGM, IRSN... Les résultats de ces études de paléosismicité ont été révolutionnaires ; en deux sites distincts, dans la région de Nîmes-Orange et à proximité de Manosque, le long de la vallée de la Moyenne Durance, des tranchées ont révélé des paléoséismes violents de magnitudes largement supérieures à 6, au cours des derniers 100.000 ans. De tels séismes étaient insoupçonnés par la séismicité historique car aucun document ne faisait état d'événement d'une telle violence en France.

Figure 13 – Vue générale de la tranchée de paléosismologie dans la région du séisme de Lambesc (Provence, 1909, Magnitude 6 et Intensité maximale VIII-IX), au Sud du chaînon de la Trevaresse, au Nord-Est d’Aix en Provence) (© Etude Chardon et al, 2005).

Plus récemment le même type d’étude a permis de montrer que la faille qui produisit le séisme de Lambesc fut le lieu de plusieurs séismes identiques voire légèrement supérieurs  à celui de 1909, au cours des derniers cent milles ans (Figures et 14).

Figure 14 – Détail de la tranchée de paléosismologie dans la région du séisme de Lambesc. Photographie (à gauche) et dessin interprétatif (à droite) de la tranchée. Dans cette tranchée on peut voir des terrains anciens (« Tortonien », de plusieurs millions d’années, bloc de gauche) qui chevauchent des terrains récents, plus jeunes que trois cent milles ans (bloc de droite). Les traits pleins, entre les deux domaines, illustrent les différentes failles permettant ce le déplacement du bloc gauche sur le bloc droit. La flèche (en haut) pointe vers le dernier déplacement qui affecte la base du sol actuel et qui est interprété comme résultant du séisme de 1909. ( © Etude Chardon et al, 2003,2005).

La paléosismicité est donc très fructueuse mais malheureusement elle n'est pas toujours facile à mettre en œuvre. En effet, elle nécessite une étape antérieure à l'excavation de la tranchée: trouver la faille! Or, cette étape est parfois laborieuse et difficile dans des régions comme la France métropolitaine où "l'érosion" est plus active que "la tectonique".

En France ... des séismes destructeurs possibles ! Mais où sont les failles ? Même si les tremblements de terre constituent probablement la catastrophe naturelle la plus meurtrière sur notre planète, ce n'est qu'à la fin du siècle dernier que les géologues établirent un rapport entre les failles et les tremblements de terre. C'est à partir de ce moment qu'ils commencèrent à comprendre qu'une bonne connaissance de l'histoire et du comportement des failles impliquait une meilleure connaissance de l'histoire sismique et donc de l'aléa sismique d'une région. L'évaluation de l'aléa sismique repose, en premier lieu, sur la localisation des déformations actives, autrement dit sur une bonne cartographie des failles correspondant à des secteurs à aléa élevé.

Dans une région de tectonique active, les séismes qui se produisent sur les failles laissent des témoignages de leur activité dans la topographie. En effet, secousses après secousses, les séismes forment et déforment des reliefs. C'est donc le cumul des différentes ruptures (glissements sur les failles) au cours des séismes successifs qui modifie l'enveloppe topographique en créant de nouveaux reliefs et en érigeant des montagnes. Il existe plusieurs types de failles en fonction de leur mouvement (en raccourcissement, en étirement, en coulissement...). Chaque faille "sculptera" donc le relief à sa manière, de même qu'un sculpteur va façonner au fur et à mesure des formes successives qui aboutiront finalement à une statue, à "Sa" statue. Mais entre les deux artistes, la tectonique et le sculpteur, les échelles de temps mises en œuvre sont très différentes !

En conséquence, identifier et dater avec précision les formes du relief qui constituent la surface de la Terre est crucial pour comprendre et quantifier les divers processus, tectoniques et sismiques qui la modèlent. La recherche et l'analyse de ces reliefs concernent les géologues de la tectonique active. Les images SPOT de par leur très haute résolution (aujourd’hui : 2,5 m par pixel) ont offert ces dernières années un nouvel outil performant d'investigation pour l'analyse de la tectonique active. En effet, cette résolution permet une cartographie précise de la géométrie des zones de déformation active (Figure 15).

Figure 15 – Image SPOT permettant d’observer une faille décrochante (au milieu de l’image). Le mouvement de cette faille décale latéralement des cônes alluviaux et le réseau hydrographique (rivières) qui les affecte.

Toutefois, dans un domaine à déformation modérée et sous climat tempéré, comme la France métropolitaine, l'analyse de la tectonique active, qui permet d'étendre la fenêtre d'observation de la sismologie, s'avère d'une approche difficile à cause de la dégradation rapide des signaux morphologiques.

En effet l'érosion naturelle comme anthropique (liée à l'activité humaine) entraîne une destruction très rapide des accidents topographiques produits en surface au cours d'un tremblement de terre. Il règne en France un climat tempéré, qui facilite la dégradation des indices morphologiques de l'activité tectonique. D'autre part, les scènes SPOT nous montrent tous les objets visibles à la surface et en particulier ceux dus à l'activité anthropique (villes, cultures agricoles, routes…) qui recouvrent les objets géomorphologiques et certaines structures tectoniques.

D'autre part en France de nombreux escarpements sont d'origine anthropique (talus de route, canaux...). Il convient donc d'analyser la tectonique active et sa signature géomorphologique à différentes longueurs d'ondes par l'utilisation de nouvelles méthodes, basées sur l'analyse de documents satellitaires et de la topographie numérique (MNT, Modèle Numérique de Terrain). Aujourd’hui c’est donc en combinant les MNT et les images hautes résolution (inférieure au mètre) que l’on parvient à détecter le signal de la tectonique dans la topographie. Cette approche permet de palier à la difficulté d'identifier et d'analyser les structures actives dans les zones faiblement déformées et activement érodées. En France, pour avoir une signature d'amplitude suffisante de la déformation analysée, la limite inférieure de l'âge des événements traités doit être de l'ordre de 1 à 2 Millions d'années, c’est-à-dire à l'échelle du Quaternaire.

Nous avons vu que les déformations de l'écorce terrestre libèrent le plus souvent leur énergie sous forme de séismes de magnitude plus ou moins élevée. Par conséquent, pour mieux appréhender l'aléa sismique, il convient de bien connaître l'évolution de ces déformations et donc d'avoir une idée de la vitesse des failles, c'est à dire la vitesse de déplacement des blocs de part et d'autre des failles. L'évaluation de l'aléa sismique repose donc, d'une part, sur l'identification et la localisation des déformations actives, autrement dit sur une bonne cartographie des failles correspondant aux secteurs à aléa élevé, et d'autre part, sur la compréhension et la quantification de la déformation. Cette compréhension ne peut être effective que si les déformations sont considérées à différentes échelles de temps : de l'échelle du cycle sismique, soit de quelques jours à quelques milliers d'années, à l'échelle de la tectonique des plaques, soit de quelques milliers à quelques millions d'années. L'évaluation de l'aléa sismique dépend donc avant tout de la connaissance du mécanisme des failles et en particulier de leur vitesse de déplacement.

Les relations empiriques entre magnitude, surface de rupture sismique et vitesse de déplacement permettent d'estimer indirectement la récurrence de séismes maximum potentiels, c'est-à-dire le temps de retour entre deux gros tremblements de terre. Toutefois, du fait de l'incertitude sur la vitesse de déplacement, les paramètres primordiaux de l'aléa sismique restent souvent indéterminés, d'où la nécessité de contraindre "la vitesse" pour appréhender précisément "l'aléa".

Pour quantifier la déformation à l'échelle géologique et déterminer la vitesse des failles (v (vitesse) = l (longueur) / t (temps)), il "suffit" d'identifier des marqueurs décalés (décalage, l) par les failles et de les dater (âge des marqueurs, t). Ces marqueurs sont des objets géologiques et géomorphologiques tels que les rivières, les volcans, les terrasses ou les cônes alluviaux...

Les images satellitales modernes, de par leur haute résolution, donnent accès à la mesure directe des déplacements horizontaux cumulés depuis les derniers milliers d’années sur toutes les failles actives à vitesse supérieure à 1 millimètre par an grâce à l'identification précise de marqueurs décalés. L'identification des décalages s'effectue donc le plus souvent par l'analyse des objets géologiques observés sur l'imagerie et contrôlés sur le terrain. La datation de ces marqueurs décalés, c'est à dire la détermination du temps écoulé pour que s'effectue ce décalage, permet alors d'accéder au paramètre "vitesse". Un bel exemple de cette approche est illustré sur la Figure 16, qui montre un extrait d'image SPOT de la chaîne de montagne du Kopet Dagh (nord-est de l’Iran). Des décalages systématiques des cônes alluviaux ainsi que du réseau hydrographique témoignent du mouvement décrochant (coulissant latéralement) d’une des failles majeures de la chaîne. Les surfaces d’abandon qui constituent l’enveloppe topographique de ces cônes ont été datées, ces décalages permettent d’évaluer la vitesse de déplacement de cette faille qui est de l’ordre de 4 à 5 millimètres par an, ce qui en fait une faille à vitesse modérée. En effet, les failles rapides telles que la faille de San Andréas (ouest des Etats-Unis), ou la faille Nord Anatolienne en Turquie (qui généra le séisme d’Izmit) bougent à des taux de l’ordre de 1 à 3 centimètres par an.

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Figure 16 – Différents documents illustrant un exemple d’étude de tectonique active permettant de cartographier la zone de déformation (les failles qui sont le lieu d’initiation et propagation des séismes) et de quantifier le déplacement sur ces failles (décalage et vitesse). En haut à gauche, image SPOT permettant d’observer une zone de failles décrochantes (horizontalement au milieu de l’image). Le mouvement sur cette zone décale latéralement un cône alluvial et le réseau hydrographique (talwegs) qui l’affecte. Le déplacement horizontal, de l’ordre de 330 mètres, est clairement visible sur le MNT (Modèle Numérique de terrain) qui est la représentation en 3 dimensions de la topographie, que l’on peut représenter, soit en relief (en bas à gauche), soit en carte topographique (en haut à droite)(La localisation de ce MNT est représentée par le carré en tiretés blancs sur l’image SPOT). Sur cette carte les courbes de niveau représentent les variations de topographie ; l’équidistance (altitude relative entre deux courbes) entre les courbes est de dix mètres. Le document en bas à droite est une coupe topographique déduite du MNT, qui permet d’illustrer le décalage vertical sur la zone de failles qui est de l’ordre 38 mètres. L’âge moyen de la surface du cône déterminé grâce à des dations géochronologiques est de l’ordre de 70.000 ans (cf. chiffres dans les rectangles de la carte en haut à droite) permet de déterminer une vitesse de déplacement horizontal d’environ 5 millimètres par an (Etude en cours, E. Shabanian, CEREGE, 2007).

En France, zone à climat tempéré, à déformation et sismicité faibles à modérées et à forte densité de population (activité anthropique élevée) cette approche s'avère plus difficile à entreprendre. En effet, comme nous l'avons souligné plusieurs fois, l'analyse de la tectonique active en France est délicate du fait d'une déformation modérée et d'un contexte géographique défavorable (climat, érosion, végétation). Pour avoir une signature d'amplitude suffisante de la déformation analysée, il faut tenir compte de déformation à grande longueur d'ondes et coupler les informations à différentes échelles sur le terrain, les images satellitales et les documents topographiques dont les  MNT (Figure 17) afin de pouvoir faire abstraction ou (et) de "lisser" les artefacts très locaux de la topographie liés à l'anthropisme (activité humaine).

Figure 17 – Image SPOT « drapée » sur un Modèle Numérique de Terrain permettant de mieux appréhender les reliefs, notamment ceux liés aux failles.

Cette approche pluri- disciplinaire a permis de caractériser la vitesse de déformation de certaines failles françaises, telle que la faille de la Moyenne Durance. Cette dernière qui a su probablement générer au cours de sa vie récente un séisme de magnitude proche de 6,5, comme en atteste la paléosismicté, semble pourtant ne bouger qu'à une vitesse inférieure au millimètre par an! Les études les plus récentes et le plus fiables semblent même déterminer des vitesses de 0,1 millimètres par an pour nos failles…

La tectonique qui déforme les couches géologiques en façonnant les reliefs et produisant des séismes, a laissé une trace “ indélébile ” sur la Provence soulignée par ses nombreux chaînons. Certaines de ces structures géologiques sont toujours actives actuellement comme le soulignent la sismicité historique et instrumentale (cf. ci-dessus). Globalement cette séismicité est en relation avec deux types de reliefs tectoniques, des chaînons d’orientation E-W caractérisés par des ceintures plissées telles que le Lubéron ou les Alpilles associées à des failles en raccourcissement (failles inverses). Il existe également des failles transversales de direction N-S à NNE-SSW qui relient ou recoupent ces chaînons. Ce sont par exemple les failles de La Moyenne Durance (voir ci-dessus) de Nîmes et Salon-Cavaillon (Figure 18). Cette dernière passe entre le Luberon et les Alpilles en se connectant au Nord aux chaînons de Ventoux et Lure, et se jette au Sud dans la Mer Méditerranée, en traversant probablement le Golfe de Fos. 

Figure 18 – Localisation des failles majeures de la Provence et des séismes historiques associés (étoiles). (©Carte L. Andréani, 2005).

Des études ont été entreprises par différents organismes, en collaboration avec de nombreux partenaires sur les principales zones de déformation active en France et plus particulièrement en Provence. Des programmes nationaux et européens financent ces études. Une de ces études concerne l'analyse de la tectonique active le long de la vallée de la moyenne Durance. La faille de la Moyenne Durance qui borde la vallée du même nom dans la région de Manosque a été responsable par le passé de nombreux séismes historiques dont un en 1708, d'intensité VIII-IX (magnitude inférieure à 6). Elle n'est pourtant aujourd'hui que le siège de séismes ne dépassant que difficilement la magnitude de 3. L'approche pluridisciplinaire évoquée ci-dessus a permis de montrer que cette zone de faille est en fait en surface distribuée sur plusieurs traces, dont l'une d'entre elles a probablement subi il y a plus de 10.000 ans un séisme de magnitude proche de 6,5.

Tout récemment après plus d’un an d’investigations (levés géologiques, géophysique et topographique de détail) développées par des équipes du CEREGE et du LGIT et coordonnées par Dominique Chardon (enseignant-chercheur au CEREGE),  la faille responsable du séisme destructeur de 1909 a été retrouvée. C’est la faille de la Trevaresse qui est localisée au pied du chaînon du même nom. Son relief allongé d’est en ouest, entre Saint Cannat et Venelles, résulte en fait de la déformation cumulée de la faille depuis environ 10 millions d’années. Une tranchée de paléosismologie de 50 m de long creusée au travers  de cette faille a enfin révélé la rupture associée au séisme provençal de 1909 (Figures 13, et 19).

D’autre part, la succession des dépôts récents au front de déformation (c'est-à-dire au pied de la faille) révélée par la tranchée témoigne de l’histoire sismique de cette faille au cours des derniers 300.000 ans. Cette dernière aurait subi entre trois et sept événements sismiques de magnitude supérieur ou égale à 6, c'est-à-dire de l’ordre de grandeur de celui de 1909. L’enquête approfondie menée dans la tranchée a permis également de déterminer la vitesse de glissement de la faille entre les tremblements de terre. Elle est de l’ordre de 0.1 millimètre par an, ce qui reste une vitesse très, très faible même si cette faille peut générer des gros séismes. Il faut rappeler que les failles dites rapides ont des vitesses de l’ordre du centimètre par an voire plus et peuvent produire des séismes de magnitudes 7 à 8, les plus gros séismes étant, comme nous l’avons déjà mentionné, des séismes de subduction tels que le séisme très destructeur de Sumatra en 2004 (magnitude 9). C’est la vitesse des failles qui définit la récurrence c'est-à-dire le temps de retour des séismes majeurs. Aux vitesses déterminées pour la faille de la Trevaresse correspondrait une récurrence de l’ordre de plusieurs milliers d’années, pour des séismes équivalents à celui de 1909.

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Figure 19 – Photographie (à gauche) et dessin interprétatif détaillé (à droite) de la tranchée de paléosismologie du séisme de Lambesc (cf. légende Figure 14). Les niveaux de couleurs différentes représentent des couches de dépôts successifs qui sont à corréler à des événements sismiques différents. Ils témoignent donc de l’histoire sismique de cette faille au cours des derniers trois cent milles ans (© Etude Chardon et al, 2005).

Malgré sa localisation éloignée des principales frontières de plaques, la France métropolitaine est un domaine où la sismicité existe, même si celle-ci est modérée et si les séismes destructeurs s'y font rares. La sismicité instrumentale, la sismicité historique et des indices de déformation quaternaire montrent clairement que trois régions principales peuvent être identifiées comme tectoniquement actives en France : le fossé Rhénan, les Pyrénées, les Alpes et leurs avant-pays jusqu'au bassin du Sud-Est et à la Provence. Il existe toutefois d'autres zones de déformation telles que le Massif Central et le Massif Armoricain.  L'analyse de la paléosismicité et de la tectonique active nous invite à effacer de nos mémoires le concept suranné qu'une zone stable de mémoire d'homme est une zone qui n’est pas sismique. En effet, les tranchées de paléosismicité ont mis en évidence que des séismes de magnitude supérieure à 6 ébranlèrent le Sud-Est de la France au cours du Quaternaire récent, il y a moins de cent milles ans. Dans une région à faible activité comme la France, les périodes de retour des séismes majeurs se mesurent en milliers d'années plutôt qu'en siècle. La séismicité instrumentale comme historique ne donne alors qu'une vision partielle de l'aléa sismique dans de tel domaine, un séisme majeur pouvant aussi bien se produire là où la sismicité instrumentale est myope, voire aveugle... D'où l'intervention obligatoire du géologue qui en collaboration avec le sismologue va étendre la fenêtre d'observation au-delà du millénaire...

Se pose le problème du moteur de « notre » séismicité. Si la tectonique des plaques est responsable des séismes français, se serait pour une part infime. En effet, l’essentiel de la convergence Afrique-Europe se trouvant amortie entre le Sud de l’Espagne et le Maghreb, d’autres sources sont évoquées pour expliquer notre sismicité, notamment la « gravité », les Alpes hautes et lourdes s’écroulant très lentement vers la Méditerranée.

En conclusion et au risque de se répéter, soulignons encore une fois que l'approche de la tectonique active en France est délicate du fait d'une déformation modérée et d'un contexte géographique défavorable (climat, érosion, végétation). Pour avoir une signature d'amplitude suffisante de la déformation analysée, la limite inférieure de l'âge des événements traités devrait être de l'ordre du million d'années car les vitesses de déformation sont faibles, inférieures au millimètre par an. Il convient donc d'analyser la tectonique active et sa signature géomorphologique à petite et grande longueurs d'ondes par la combinaison de plusieurs méthodes, notamment basées sur l'analyse de terrain, de documents satellitaires et de la topographie numérique (MNT, Modèle Numérique de Terrain) couplés à une imagerie fine du sous-sol grâce à la géophysique, permettant de palier à la difficulté d'identifier et d'analyser les structures actives en France, notamment dans les zones les plus faiblement déformées.

Appréhender l'aléa sismique en France implique donc de très nombreuses collaborations où sismologues, historiens, géologues et géophysiciens œuvrent de concert. Car en l'absence de prévisions fiables, il convient de mettre en relief la notion de prévention, elle peut sauver des milliers de vies... Et, à défaut de savoir dire "quand" aura lieu le prochain gros séisme, nous pouvons aujourd'hui préciser "où" pourrait avoir lieu un prochain séisme destructeur.