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Quand les plaques de la croûte terrestre exercent l'une contre l'autre des tensions nées de leur mouvement, les roches qui les constituent subissent de très fortes contraintes. Pendant un temps de latence, celles-ci sont absorbées avec une certaine élasticité. Mais, au-delà d'un seuil, une cassure brutale se produit, soit le long d'une faille déjà existante, soit en en créant une nouvelle. Libérée, l'énergie accumulée pendant la déformation élastique dégage de la chaleur ainsi que des effets mécaniques de déplacement sur la faille. Ce mouvement à la cassure se propage de proche en proche et dans toutes directions de la masse de la lithosphère, sous forme de plusieurs vagues d'ondes sismiques, qui entraînent des déformations élastiques des roches traversées.

Failles

Structure type d'une faille : à la fracture entre deux masses rocheuses, le cœur proprement dit de la faille est une zone étroite constituée de roches broyées, dites cataclastiques (en particulier en forme de breccia). De part et d'autre se situe une zone "dégradée", caractérisée par une multiplicité de fractures dispersées.

On distingue trois sortes de mécanismes de rupture au foyer d'un tremblement de terre, là où existe déjà ou bien se produit la faille. Les mouvements en sens contraire des plaques, en se produisant dans un plan vertical oblique, se traduisent par un déchirement des roches dans un plan horizontal (faille divergente) ou, au contraire, resserrent les roches en créant des chevauchements (faille convergente).

Le troisième type est celui où deux plaques parallèles se déplacent en sens contraire dans un plan horizontal (faille en décrochement). Les effets en surface sont évidemment dépendants du type de mouvement.

Ondes

Ondes P

Le train des ondes qui partent du foyer est multiple. Elles ont des vitesses différentes et leurs effets en se déplaçant dans la lithosphère sont distincts. Les plus rapides sont les ondes de volume, divisées en deux catégories primaires (ondes P) et secondaires (ondes S).

Ondes S

De type longitudinal, les premières correspondent à des dilatations et compressions successives des roches traversées - à la manière des déplacements rectilignes d'un ver de terre - et ce sont elles qui sont ressenties en premier lieu. A propagation nettement plus lente, les ondes S, dénommées aussi ondes de cisaillement, sont caractérisées par un déplacement des masses rocheuses suivant un axe verticalement perpendiculaire à la direction du déplacement, à la manière d'un front de houle arrivant sur la grève.

Ondes de Love

En dernier lieu, lorsque le foyer du séisme n'est pas trop profond, il déclenche dans les couches les plus élevées de la lithosphère des ondes de surface ayant des effets de déformation plus complexes et très destructeurs : on distingue les ondes de Love (ondes L) qui provoquent un mouvement élastique des roches dans un plan horizontal perpendiculaire à la propagation de l'onde (à la manière du mouvement d'un serpent au sol) et les ondes de Raleigh (ondes R) qui cumulent ce type de déformation à la fois en sens horizontal et vertical.

Epicentre et magnitude

La technologie avancée des sismomètres actuels permet d'analyser soigneusement ces ondes en déterminant leur nature, leur amplitude, leur vitesse de déplacement et les variations (ralentissement ou accélération) de cette dernière. Dès que plusieurs appareils (au moins trois) enregistrent l'arrivée des ondes P et S, les sismologues sont à même de calculer mathématiquement l'endroit exact du foyer, l'épicentre désignant le lieu situé exactement à la verticale de celui-ci à la surface de la Terre.

A partir des données fournies par les ondes, les sismologues se sont fixé un étalonnage commun qui permet de calculer la magnitude d'un séisme. Cette notion vise à caractériser spécifiquement l'énergie libérée au foyer d'un tremblement de terre, indépendamment du lieu où il est enregistré et du type de sismomètre utilisé. Elle a été introduite en 1935 par le géophysicien américain Charles Richter qui a créé l'échelle logarithmique qui porte son nom.

Le recours à une échelle de ce type permet une classification plus resserrée de la gamme énorme des déchirements que la lithosphère peut connaître et que les sismomètres sont capables d'enregistrer. Ainsi, chaque fois qu'on change de degré Richter, cela correspond, au foyer d'un séisme, à une énergie libérée multipliée par dix. Le plus violent séisme connu à ce jour fut celui de magnitude 9,5 qui frappa le Chili en 1980. Un tel franchissement du degré 9 est extrêmement rare.

Intensité et effet de site

La magnitude, qui concerne une mesure rigoureuse au foyer, ne correspond pas de façon directe aux dégâts plus ou moins grands qu'un tremblement de terre entraîne dans un lieu donné. On parle alors en termes d'intensité du séisme en surface, une notion assez subjective associée au lieu en question. L'intensité fait cependant l'objet de classements via des enquêtes estimatives ex-post, d'abord selon les perceptions ressenties par les habitants puis, d'après l'ampleur des destructions, en se basant sur un certain nombre de critères généraux (mais pas sur le nombre de victimes, lié évidemment à la densité démographique de tel ou tel lieu). La plus ancienne classification, datant du début du siècle dernier, est l'échelle de Mercalli à douze niveaux. L'Union européenne a récemment adopté une nouvelle échelle EMS 98 (European Macrosismic Scale), prenant notamment mieux en compte les matériaux et les techniques de construction actuels.

En reliant les études d'intensité constatée à la géologie des sols, on a ainsi rassemblé des connaissances sans cesse plus étendues sur ce qu'on appelle les effets de site, qui constituent aujourd'hui un outil essentiel de prévention des destructions potentielles due aux séismes

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