Un séisme correspond au glissement très brusque de deux compartiments tectoniques, soit au sein de la couverture sédimentaire, soit dans la lithosphère elle-même (les 100 premiers kilomètres de la Terre). Ces compartiments, situés à plus ou moins grande profondeur, se trouvent séparés par une faille. Lorsque le jeu de la faille se produit, des ondes sismiques sont émises : elles se propagent jusqu'à la surface de la Terre où elles peuvent alors être détectées par des capteurs appelés sismomètres et enregistrées par des appareils appelés sismographes. C'est grâce à ces enregistrements dénommés sismogrammes que l'on peut localiser le séisme avec précision et déterminer la magnitude. Si le séisme est suffisamment fort et si la région est habitée, ces ondes peuvent aussi être ressenties par l'Homme et provoquer des dégâts. L'analyse des dégâts et des modifications apportées à l'environnement en un endroit donné permet d'attribuer à cet endroit une intensité. Celle-ci varie donc d'un endroit à l'autre.

La faille qui joue lors d'un séisme a une extension limitée. Pour un séisme modéré, elle reste cachée en profondeur. Ce n'est que dans le cas de forts séismes qu'elle est visible en surface. Ce phénomène n'est peut-être pas si simple à comprendre : plutôt que « faille », on devrait en effet utiliser le terme de « surface de rupture », qui est la portion de faille sur laquelle le glissement s'est produit. Sur la surface de rupture, le glissement entre les deux compartiments tectoniques est différent d'un endroit à l'autre : maximal dans la partie centrale, il est beaucoup plus faible dans la partie périphérique, jusqu'à s'annuler complètement sur le pourtour de la surface de rupture. Au delà, les deux lèvres de la faille n'ont pas glissé lors du séisme et sont restées soudées l'une à l'autre en raison d'aspérités qui ont empêché la rupture de se propager plus loin. (Ces deux lèvres glisseront néanmoins l'une par rapport à l'autre lors d'un séisme ultérieur.)

La surface de rupture est liée à la magnitude du séisme selon une relation qui n'est pas linéaire. Le tableau ci-dessous donne des ordres de grandeur :

Lorsqu'on connaît la surface de rupture, on peut estimer la longueur horizontale de la rupture, à condition de se fixer la tranche de profondeur sur laquelle la faille a coulissé (en imaginant une faille verticale de coulissage, telle que la faille de San Andreas en Californie). Le tableau montre que, pour un séisme de magnitude 9, et en supposant que les 20 premiers kilomètres de la lithosphère sont affectés par la rupture, on peut attendre en surface une trace de rupture de 1000 km de long. (Cela semble un peu surestimé, mais c'est malgré tout un ordre de grandeur pour de tels séismes exceptionnels qui ne se produisent qu'une ou deux fois par siècle.) Pour un séisme de magnitude 3, en imaginant une surface de rupture carrée, le côté du carré n'est que de 300 mètres. Il y a donc de grosses différences d'échelles lorsqu'on passe d'une magnitude à une autre.

On retrouve cette différence d'échelle au niveau du glissement moyen observé sur la surface de rupture. Le tableau ci-dessous donne des ordres de grandeur :

L'endroit de la surface de rupture où débute la rupture est appelé foyer du séisme. Sa profondeur peut varier de 0 à 700 km environ, puisque, en certains endroits du Globe où se produisent des phénomènes de subduction, la lithosphère cassante au sein de laquelle se produisent les séismes plonge jusqu'à grande profondeur dans l'asthénosphère plus déformable.

L'épicentre est le point de la surface de la Terre situé à la verticale du foyer. Dans les Alpes, les séismes se produisent dans les trois premières dizaines de kilomètres de la croûte terrestre, et même très souvent à moins de 5 kilomètres. Le foyer et l'épicentre sont presque confondus. On dit alors que les séismes sont superficiels.

On fera ici une analogie entre la rupture sismique au sein des roches et la déchirure d'une feuille de papier. (Cela ne reste qu'une analogie car les roches correspondent à un milieu à trois dimension, alors que la feuille de papier est un milieu à deux dimensions.) Prendre une feuille de papier journal (qui est plus facile à déchirer). La tenir de la main gauche, le dos de la main à plat sur une table, le pouce gauche pinçant la feuille sur le dessus. Appuyer avec le pouce droit sur la partie supérieure de la feuille et exercer une pression vers le haut avec la main gauche pour tendre la feuille en son milieu. En appuyant suffisamment, la feuille se déchire brusquement (c'est le séisme), avec une déchirure maximale vers le centre, là où se trouve le pouce droit, et un écart entre les deux morceaux de la feuille qui va en diminuant vers les extrémités de la déchirure.

Au sein des roches sédimentaires ou encore plus en profondeur dans la croûte s'exercent des forces tectoniques - on parle plutôt de « contraintes tectoniques ». Ces contraintes résultent de phénomènes qui peuvent se produire à grande distance. Ainsi, dans les Alpes du Nord, cette contrainte, orientée grosso modo E-W, est liée à la collision entre la microplaque Adriatique (qui porte la péninsule italienne et la mer Adriatique) et la plaque Eurasie. Le déplacement de la microplaque Adriatique est lui-même dû au mouvement relatif existant entre la plaque Eurasie et la plaque Afrique... Ce sont les contraintes tectoniques qui, en s'exerçant sur les failles, provoquent de temps à autres leur glissement saccadé, et par là-même sont à l'origine des séismes. Les spécialistes des sciences de la Terre sont actuellement capables d'identifier des zones faillées propices aux séismes ; ils sont aussi capables de mettre en évidence des déformations importantes qui peuvent être l'indice que des contraintes tectoniques s'exercent de façon dangereuse. En revanche, les sismologues ne peuvent prévoir ni l'instant ni le lieu précis de la rupture.

Prendre un yaourt nature dans un pot en plastique ou en carton. Choisir de préférence un yaourt maigre plutôt qu'un yaourt au lait entier. (Surtout, éviter les yaourts brassés du type « Goût bulgare », excellents par ailleurs, mais pas pour l'expérience présente...) Introduire dans le yaourt un morceau de sucre en l'enfonçant avec le doigt ou avec une cuillère jusqu'à ce qu'on ne le voie plus. (Ce morceau se sucre sert à créer une hétérogénéité dans le yaourt.) Serrer horizontalement les parois du pot, doucement d'abord puis de plus en plus fermement, entre le pouce et le majeur. (Il faut serrer un peu en dessous de la surface du yaourt.) Sous l'effet de la « contrainte tectonique » appliquée, des « failles » se forment à la surface du yaourt. Plutôt qu'une faille unique, on observe parfois une série de failles dites « en échelon » (c'est du moins le terme utilisé par les géologues lorsqu'ils observent ce phénomène dans la nature) qui se relaient les unes les autres. L'expérience ne marche pas à chaque coup, mais elle est très facile et peu coûteuse à renouveler chaque fois qu'on mange un yaourt.

C'est vrai dans la vie sentimentale. Cette expérience est ici destinée à démontrer la difficulté de toute prédiction en sismologie. Courber une baguette de bois ou de plastique entre les deux mains. Il y a fort à parier que, si l'on exerce une contrainte plus forte, la baguette va se casser plutôt en son milieu : le centre de la baguette est donc un lieu « propice aux séismes ». Un petit sismologue qui habiterait sur la baguette serait également capable de s'apercevoir de l'importante déformation de la baguette qui est de plus en plus courbe. Il pourrait donc attirer l'attention sur un phénomène dangereux en train de se préparer vers le milieu de la baguette. Il lui sera en revanche impossible de prévoir où et quand la rupture aura lieu exactement...

C'est en 1935 que Charles Richter, un sismologue américain qui étudiait les séismes de Californie, se rendant compte qu'il lui fallait classifier ces séismes autrement que par les dénominations « gros séisme » ou « petit séisme », a établi l'échelle de magnitude qui porte son nom. Plus précisément, pour les simologues, cette magnitude porte le nom de « magnitude locale », car il existe bien d'autres façons de procéder que celle proposée par Charles Richter.

Avec le sismographe qu'il utilisait alors, et qui détectait les vibrations horizontales du sol, Charles Richter a décidé d'attribuer la magnitude 3 à un séisme survenant à 100 km de distance qui produisait sur son enregistreur une amplitude maximale d'un millimètre (amplitude correspondant soit à une arche positive, soit à une arche négative, et mesurée à partir de la ligne de zéro du sismogramme). Il ne faut surtout pas en conclure que le déplacement du sol à 100 km d'un séisme de magnitude 3 est d'un millimètre, car le sismographe utilisé par Charles Richter avait une amplification de 2800. Le déplacement du sol est donc en réalité 1/2800 mm, soit 0,4 micromètres, ce qui, pour être mesuré, exige un appareillage très sensible.

Si le séisme - situé toujours à 100 km - a une magnitude 4, l'amplitude maximale observée sur le sismogramme sera de 10 mm ; elle sera de 100 mm pour un séisme de magnitude 5 ; etc. Exprimé de façon plus mathématique : Charles Richter a défini la magnitude en prenant le logarithme décimal de l'amplitude observée sur le sismogramme, celle-ci étant exprimée en micromètres. Un séisme situé à 100 km de distance qui produit sur le sismogramme une amplitude maximale de 2 mm (soit 2000 micromètres) a ainsi une magnitude de 3,3, car le logarithme décimal de 2000 est 3,3.

Quelques aménagements sont à apporter pour tenir compte du fait que les stations sismologiques modernes ne sont pas équipées du même sismographe que celui utilisé par Charles Richter. En outre, une station sismologique n'est jamais située à 100 km d'un séisme, et il faut apporter des corrections de distance. Moyennant cela, c'est la technique inventée par Charles Richter en 1935 qui continue a être appliquée aujourd'hui pour quantifier l'énergie libérée par le séisme. La magnitude est unique (elle caractérise le séisme). Elle comporte généralement des décimales car elle résulte d'un calcul et d'une moyenne entre des mesures effectuées généralement en un grand nombre de stations.

Dans les Alpes, la magnitude des plus petits séismes localisés est de -0,3 (magnitude négative). La magnitude du séisme destructeur qui s'est produit à Annecy en 1996 était voisine de 5 ; le séisme meurtrier de Lambesc (Bouches-du-Rhône) en 1909 avait une magnitude de l'ordre de 6. (On ne la connaît pas avec précision car il n'y avait à l'époque que très peu de sismographes en fonctionnement.)

Supposons que Charles Richter ait enregistré, avec son sismographe, un séisme de magnitude 3 dont l'épicentre était distant de 100 km. Dessiner le sismogramme correspondant, puis dessiner en dessous le sismogramme d'un séisme de magnitude 4 situé lui aussi à 100 de distance. Dessiner également le sismogramme d'un séisme de magnitude 5. Quelle est la taille de la feuille de papier qu'il faudrait utiliser pour dessiner le sismogramme d'un séisme de magnitude 9 ? (réponse : 1 km). Quelle amplitude aurait le sismogramme d'un séisme de magnitude 0 ? (réponse : 1 micromètre ; difficile à observer sur l'appareil de Charles Richter !). D'un séisme de magnitude -1 ? (réponse : 0,1 micromètre ; encore plus difficile !)

La magnitude est donc unique, avec d'éventuelles décimales car elle résulte d'un calcul. On écrit par exemple M=3,6. L'intensité, que l'on écrit en chiffres romains pour bien la différencier de la magnitude, permet de décrire les effets produits par le séisme en un endroit donné. On écrit par exemple I=VIII.

En Europe, on utilise dorénavant l'échelle d'intensité dite EMS-98 (European Macroseismic Scale 1998) qui précise l'ancienne échelle MSK utilisée jusqu'alors. En effet, bien que les phénomènes naturels tels que les glissements de terrain, les chutes de pierres ou les crevasses dans le sol aient été utilisés depuis longtemps dans les échelles d'intensité, l'expérience a montré que l'apparition de ces phénomènes dépendait beaucoup de facteurs autres que les vibrations sismiques, comme par exemple les conditions topographiques et hydrogéologiques. L'échelle EMS tente de corriger ces biais ; elle comporte douze degrés qui sont définis de façon très condensée dans le tableau ci-dessous :

Pour un séisme donné, l'intensité varie principalement avec la distance épicentrale (la distance entre l'endroit considéré et l'épicentre, qui est le point de la surface de la Terre situé à la verticale du foyer). Elle varie également avec la profondeur focale (la profondeur du foyer) : pour une magnitude identique et pour une même distance épicentrale, un séisme situé à 1 km de profondeur sera plus destructeur qu'un séisme situé à 10 km de profondeur. Développons ce point par une analogie ravageuse. Imaginons que nous creusions un trou de 1000 m de profondeur, que nous y déposions une charge de dynamite, que nous rebouchions le trou et que nous faisions sauter la charge : si celle-ci est par exemple de 10 kg de dynamite, on peut être certain que l'explosion restera confinée en profondeur et nous ne prenons aucun risque en nous asseyant sur le trou lors de la mise à feu (distance épicentrale nulle !). L'intensité sera faible (peut-être I ou II). Imaginons la même expérience, avec toujours 10 kg de dynamite (un séisme de même magnitude), mais cette fois-ci déposés au fond d'un trou d'un mètre de profondeur seulement... L'intensité sera beaucoup plus forte, en fait catastrophique pour nos derrières si nous nous asseyons sur le trou au moment du tir.

Sur une carte, on peut relier entre eux les lieux d'égale intensité par une courbe appelée isoséiste. Le centre de la courbe de plus forte intensité est appelé épicentre macrosismique. Il est en général proche de l'épicentre calculé grâce aux stations sismologiques. Mais, si la région est peu habitée ou s'il existe des effets de site (voir plus loin), il peut y avoir des différences importantes. Pour les séismes dits historiques (ceux qui se sont produits avant 1960 environ), les observations macrosismiques (descriptions des dégâts) sont les seules informations disponibles pour déterminer l'épicentre du séisme. L'incertitude est parfois très importante.

Dans les Alpes, les intensités maximales auxquelles on peut s'attendre varient du degré VII (dommages aux constructions) au degré IX (dommages généralisés).

Une enquête macrosismique (analyse des effets d'un séisme sur l'Homme, sur les bâtiments et sur l'environnement) est réalisée chaque fois qu'un séisme important se produit. Lors du séisme de magnitude 3,5 qui s'est produit à proximité de Laffrey (Isère) le 11 janvier 1999, une telle enquête a permis de relever les observations suivantes dans différentes communes du département de l'Isère :

À St-Martin-d'Hères, près de Grenoble : « La secousse m'a réveillé, mais pas ma femme. C'est surtout le tremblement des vitres que j'ai remarqué. Je me suis vraiment demandé ce qui arrivait... » Mêmes observations ailleurs dans l'agglomération grenobloise (Domène, Gières, Poisat, St-Martin-d'Uriage, Seyssinet-Pariset et Vaulnaveys-le-Haut), dans quelques communes du Vercors (Château-Bernard, Corrençon-en-Vercors et Villard-de-Lans), dans la région de La Mure (Cholonge, La Morte, La Mure, Nantes-en-Rattier et Pierre-Châtel), dans le massif de Belledonne (La Combe-de-Lancey), sur la rive gauche du Drac (Le Gua et Monestier-de-Clermont) et dans le massif du Taillefer (Livet-et-Gavet, Ornon, Oulles).

À Méaudre, dans le massif du Vercors : « J'étais déjà réveillée et je somnolais dans mon lit, lorsque j'ai entendu un bruit très sourd, comme cela se produit quand la neige tombe du toit. J'ai eu aussi très vaguement la sensation d'une oscillation. Sur le coup, je n'ai pas pensé à un tremblement de terre. Ce n'est qu'en écoutant la radio le matin que j'ai fait le rapprochement... » Quelques personnes ont ressenti le séisme dans des conditions analogues en d'autres endroits du Vercors (Engins et Lans-en-Vercors), au nord-ouest de Grenoble (Sassenage), dans le massif de Belledonne (Ste-Agnès et Allemont) et dans la région de la Mure (Mayres-Savel, Le Perrier et Valbonnais).

À Vizille : « Je n'étais pas encore couché car je rentrais de mon quart de nuit - je travaille dans une usine à Basse-Jarrie. J'étais dans la cuisine lorsque tout d'un coup il y a eu un bruit sourd et la porte qui donne sur le séjour s'est ouverte. Le lustre s'est mis à osciller et le calendrier qui était posé en équilibre contre le poste de radio - je ne sais pas ce qu'il faisait là - s'est cassé la figure. J'ai compris tout de suite que c'était un tremblement de terre parce que, quand j'étais gosse, au début des années soixante, on en avait ressenti plusieurs et ça m'avait marqué. Ça a réveillé ma femme qui a cru que c'était moi qui avait fait tout ce barouf... À l'étage, les gosses ont bien senti la secousse aussi, sauf le dernier qui ne s'est rendu compte de rien... » Mêmes observations en de très nombreux endroits de la région de Vizille (Champagnier, Herbeys, Jarrie, N.-D.-de-Mésage, St-Pierre-de-Mésage, Séchilienne, Varces-Allières-et-Risset, Vaulnaveys-le-Bas, Vif), dans la région située entre Laffrey et La Mure (La Motte-d'Aveillans, Monteynard, N.-D.-de-Vaulx, St-Jean-de-Vaulx, Sinard) et dans le nord de l'agglomération grenobloise (Fontaine).

Au Sappey-en-Chartreuse, où la mairie a enquêté auprès de la population : personne n'a ressenti le séisme.

À St-Georges-de-Commiers : « On a vraiment eu la trouille ! Dans le village, il y en a pas mal qui sont sortis de chez eux pour voir ce qui se passait. Ça a fait un bruit terrible, comme un coup de canon, très sourd. Tout a tremblé. Chez moi, il y a eu de petites fissures dans un mur que je venais de refaire à neuf. Chez mon voisin, au-dessus de la route, les dégâts sont plus importants : il a retrouvé, sur les couvertures du lit, des petits morceaux de plâtre qui étaient tombés du plafond... » Mêmes observations à Champ-s.-Drac et N.-D.-de-Commiers.

Déterminer, pour chaque localité, l'intensité du séisme. Reporter ces intensités sur une carte Michelin au 1/200 000 en utilisant un code de couleurs. Tracer les isoséistes qui délimitent les zones d'égale intensité et déterminer l'épicentre macrosismique (centre de gravité de la zone où les dégâts sont les plus importants).

(Réactions imaginaires - mais très réalistes - s'appuyant sur le résultat de l'enquête macrosismique réalisée par le Bureau central sismologique français.)

Les ondes sismiques sont des ondes élastiques émises par le séisme. Elles se propagent à une certaine vitesse. Il en existe de deux types : l'onde P (onde de compression) comprime et dilate le milieu lors de son passage. (Une onde sonore est un type particulier d'onde de compression qui se propage dans l'air en comprimant et dilatant les tranches d'air qui se trouvent sur son passage.) L'onde S (onde de cisaillement) cisaille le milieu lors de son passage. Elle est plus lente que l'onde P. L'ordre de grandeur des vitesses des ondes sismiques dans la Terre est de quelques kilomètres par seconde (maximum : 14 km/s pour l'onde P dans le manteau inférieur). Les ondes P et S se propagent à l'intérieur de la Terre. Il existe aussi des ondes dites « de surface » qui se propagent à la surface, mais plus lentement que les ondes P et S.

Poser un cristallisoir rempli d'eau sur une table ou directement sur le sol, en ayant déposé en surface un flotteur muni d'un petit drapeau afin d'en mieux visualiser le mouvement. Faire le calme le plus complet possible dans la salle, puis demander à un(e) élève de produire des vibrations à une certaine distance [dépendant de la nature du sol (plancher, dalle, etc.)] en sautant lourdement par terre (par exemple du haut d'une table si nécessaire). Le saut produit des ondes qui se propagent dans le béton de la dalle ou dans le plancher, puis dans la table, puis dans l'eau du cristallisoir. Le drapeau du flotteur se met à vibrer.

Poser un cristallisoir rempli d'eau - pas trop d'eau pour qu'il ne soit pas trop lourd ! - sur la glace d'un rétroprojecteur allumé. Faire le calme le plus complet possible, puis, avec un compte-goutte, laisser tomber une goutte d'eau à la surface, près du bord du cristallisoir. On observe sur l'écran qu'une onde se propage à la surface de l'eau ; en parvenant sur l'autre paroi du cristallisoir (à un endroit diamétralement opposé à celui où on a laissé tomber la goutte d'eau), l'onde se réfléchit, puis interagit avec la première onde pour agiter la surface de l'eau de façon complexe avant que celle-ci ne redevienne calme. Comme le phénomène est très rapide et qu'on a du mal à l'observer, on peut utiliser un goute-à-goutte qui, toutes les 3 ou 4 secondes laisse tomber une nouvelle goutte. Analogie : le cristallisoir représente la Terre ; la chute de la goutte d'eau, un séisme ; celui-ci produit des ondes sismiques qui se propagent dans le Globe et se réfléchissent à sa surface aux antipodes du séisme. L'aspect agité de la surface de l'eau donne une idée du travail que doit fournir un sismologue dans le cas d'un gros séisme pour identifier les différentes ondes qui se sont propagées et qui se sont réfléchies et réfractées à différents endroits à l'intérieur du Globe.

On appelle effets de site les effets d'amplification des ondes sismiques qui se produisent principalement dans deux cas : au sommet des collines et des montagnes, et lorsqu'une vallée a été l'objet d'une importante sédimentation peu consolidée (par exemple vallée remplie par des alluvions récentes, des marais ou des tourbières). Dans les deux cas, les ondes sismiques se trouvent piégées dans la structure (dans la montagne, elles se réfléchissent d'un flanc à un autre ; dans la vallée, une fois qu'elles ont pénétré dans la zone d'alluvions meubles, elles ne peuvent s'en échapper et se réfléchissent sur les flancs et sur le fond de la vallée). Les études théoriques montrent que l'amplitude des ondes peut être amplifiée d'un facteur 10 ou 20 par de tels effets. Par ailleurs, dans le cas de la vallée, l'effet disparaît dès que l'on quitte la zone d'alluvions et que l'on gagne le flanc rocheux de la vallée.

Les immeubles - plus particulièrement les tours et les gratte-ciel - présentent aussi, en cas de séisme, la particularité d'entrer en résonance : lorsqu'on fait vibrer une structure à une certaine fréquence dépendant de ses caractéristiques géométriques (longueur, largeur, hauteur) ou mécaniques (masse, rigidité), la structure peut réagir en amplifiant considérablement les vibrations. C'est se qui se passe lorsqu'on a une voiture dont la direction vibre (en général parce que les roues sont mal équilibrées) : ce phénomène survient à une certaine vitesse du véhicule où il est maximal, désagréable, voire dangereux. À une vitesse plus basse ou plus élevée, le phénomène s'atténue ou disparaît complètement. (Ce qui ne justifie pas les excès de vitesse...) Tout le monde connaît aussi probablement l'histoire de ce pont métallique qu'un bataillon marchant au pas cadencé aurait emprunté : la cadence des pas étant la même que la fréquence de résonance du pont, les vibrations auraient été amplifiées et le pont se serait effondré. Bien qu'un tel phénomène puisse être envisagé, cette histoire semble montée de toutes pièces... En revanche, les oscillations d'un pont provoquées par le vent peuvent faire entrer celui-ci en résonance et aboutir à une catastrophe. (Voir les deux petits films montrant le Tacoma Narrows Bridge, dans l'État de Washington aux États-Unis, juste avant que le pont ne s'effondre en 1940.)

Pour un immeuble soumis à un séisme, il en va de même : les ondes sismiques sont complexes ; elles peuvent être considérées comme la superposition d'ondes de différentes fréquences ; si ces fréquences correspondent à la fréquence de résonance de l'immeuble, celui-ci va être sollicité de façon importante, va se déformer et éventuellement va subir des dégâts. La période de résonance des immeubles - l'inverse de la fréquence de résonance - est principalement fonction de la hauteur de l'immeuble : plus l'immeuble est élevé, plus sa période de résonance est grande. L'ordre de grandeur des périodes de résonance pour les immeubles est 1 à 10 secondes.

Préparer de la gelée alimentaire (de la gelée à aspic). Verser cette préparation dans un plat muni de rebords horizontaux - du style couvercle rond de plat à gratin en Pyrex par exemple - et laisser refroidir pour que la gelée prenne. Trouver deux petites maquettes de maisons en plastique (de 2 cm sur 3) du type « maison de Monopoly », ou confectionner ces deux maquettes avec du carton souple. Poser les deux maquettes : l'une au centre du plat (au centre de la « sédimentation meuble »), l'autre en la collant sur le rebord du plat (sur le « flanc rocheux de la vallée »). Donner une pichenette contre le plat : l'effet de site va faire vibrer la maison au centre de la vallée, alors qu'aucun effet ne sera visible sur la maison construite sur le rocher. On observe de plus que les effets de site prolongent la durée des vibrations, ce qui risque d'être encore plus dommageable pour les constructions. Contrairement à ce que l'on pourrait donc croire, il vaut mieux, dans une zone sismique, construire sur le rocher qu'en plein milieu d'une plaine alluviale si l'on veut éviter les effets de site. Mais il ne faut bien sûr pas monter trop haut sur le flanc de la vallée, car on se rapprocherait alors de l'autre cas de figure (sommet de montagne) qui donne lui aussi des amplifications du mouvement du sol. Sur le flanc de la vallée, si l'on minimise les effets de site, on s'expose aussi davantage à des éboulements ou des glissements de terrain... Rien n'est parfait dans la nature.

Se procurer un ressort à faible coefficient de rappel (un ressort « mou », pas un ressort trop raide). Suspendre une petite masse à son extrémité. Tenir à la main l'extrémité supérieure du ressort. Descendre la main très lentement, puis la remonter également très lentement, et recommencer ces oscillations lentes : on observe que la masse reste immobile - ou presque - par rapport au ressort (celui-ci ne se déforme pas). Inversement, si la main est agitée de petites vibrations très rapides, on doit observer que la masse tressaute également, mais sans qu'il y ait d'effet catastrophique. Troisième phase de l'expérience : agiter la main de haut en bas, ni trop lentement ni trop vite. On doit mettre en évidence, pour une certaine fréquence, une résonance du système qui va faire étirer et comprimer le ressort et faire faire des excursions considérables, vers le haut et vers le bas, à la petite masse suspendue.

Couper quatre tiges de 40, 30, 20 et 10 cm de long dans un matériau présentant une certaine élasticité - par exemple des lames en plastique dur. Préparer quatre emplacements dans une planchette de bois pour pouvoir y faire tenir en ligne les quatre tiges verticales. Pour donner un peu de masse à chaque tige, lester le sommet de chaque tige d'un morceau de gomme ou de pâte à modeler. Chaque tige représente maintenant un immeuble plus ou moins haut qui va subir l'effet d'un séisme. Les ondes sismiques émises par celui-ci vont faire vibrer le sol en l'agitant en tout sens, avec des mouvements rapides qui se superposent à des mouvements plus lents. Pour simplifier les choses, nous allons nous intéresser aux mouvements du sol qui font bouger celui-ci horizontalement. Commençons par faire osciller la planchette horizontalement de droite à gauche le plus lentement possible - en la déplaçant d'un à deux centimètres vers la droite puis vers la gauche. On observe que c'est l'immeuble le plus élevé qui va bouger. En ajustant le déplacement de la planchette pour que le sol vibre un peu plus rapidement, c'est l'immeuble suivant qui va réagir le plus. Même chose pour les deux autres immeubles les moins hauts qui vont réagir surtout lorsqu'on fait vibrer la planchette très rapidement. Chaque immeuble réagit en fonction d'une période de résonance qui lui est propre et qui est fonction de la hauteur de l'immeuble. Les immeubles élevés réagissent aux longues périodes (mouvements lents), les immeubles peu élevés aux courtes périodes (mouvements rapides). Lorsqu'on se trouve à plusieurs centaines de kilomètres d'un séisme (par exemple un séisme de magnitude 5, les ondes qui se propagent sont surtout des ondes de basse fréquence (oscillations lentes), car l'amplitude des ondes de haute fréquence (vibrations rapides) diminue plus rapidement. Où va-t-on ressentir préférentiellement le séisme : dans une petite maison ou en haut d'un immeuble ?

Le séisme de Laffrey (Isère) du 11 janvier 1999 n'avait qu'une magnitude de 3,5. Le foyer était situé à faible profondeur (1 à 2 km de la surface). Il a été ressenti de façon très différente à Laffrey (3 km de distance épicentrale) et à St-Georges-de-Commiers (6 km vers l'ouest) ou a Cholonge (4 km vers l'est).
En observant la carte géologique de la région, comment peut-on expliquer ce phénomène ? Réponse : Laffrey est situé sur des formations géologiques très rigides (« calcaire de Laffrey ») ; St-Georges-de-Commiers est situé sur une sédimentation peu consolidée correspondant à une sorte de banquette morainique qui domine la vallée du Drac. C'est cette banquette qui est entrée en résonance au moment du séisme, ce qui explique qu'il y ait été plus fortement ressenti. Cholonge est aussi située sur une couverture morainique.

Un sismomètre est un capteur permettant de détecter les ondes générées par un séisme. Il peut détecter soit les vibrations verticales du sol, soit les vibrations horizontales. Pour décrire le mouvement de façon complète, il faut disposer de trois sismomètres : un vertical et deux horizontaux, que l'on place alors dans deux directions perpendiculaires, le plus souvent N-S et E-W. L'image la plus élémentaire que l'on puisse donner d'un sismomètre vertical est celle d'une masse suspendue à un ressort, l'autre extrémité du ressort étant fixée à un bâti posé sur le sol. Lorsque le sol entre en mouvement, le bâti suit ce mouvement, mais la masse, par inertie, tend à rester en place. Il en résulte un allongement ou une contraction du ressort que l'on peut alors mesurer. La façon la plus simple de le faire consiste à utiliser en guise de masse un barreau aimanté que l'on fait osciller dans une bobine de fil électrique (ou, inversement, une bobine que l'on fait osciller dans l'entrefer d'un aimant) : un petit courant (courant induit) pourra être observé dans la bobine lors des oscillations. Ce courant est en général amplifié avant d'être enregistré.

Avec un tel dispositif, on court cependant le risque de faire entrer le sismomètre en résonance si par malheur le sol se met à vibrer au voisinage de la fréquence de résonance (fréquence propre) de l'appareil. Dans tout sismomètre, il y a un dispositif d'amortissement - par exemple mécanique (dans certains cas rares), sous la forme d'une palette liée à la masse et qui trempe dans un bain d'huile - destiné à empêcher cette résonance. En outre, un tel dispositif est nécessaire si l'on veut éviter que les oscillations de la masse ne se prolongent trop longtemps : si l'on donne une pichenette au sismomètre, on voudrait qu'il réagisse en fournissant un sismogramme faisant apparaître une petite impulsion, plutôt qu'une suite d'oscillations s'amortissant très lentement dans le temps.

Se procurer deux ressorts, l'un de faible coefficient de rappel (ressort « mou », l'autre de fort coefficient de rappel (ressort « dur »). Suspendre une masse à l'extrémité de chaque ressort. En prenant en main le ressort « dur » et en laissant pendre la masse à son extrémité, on s'aperçoit qu'il faut imprimer avec la main des mouvements rapides pour voir le ressort s'allonger et se contracter. Ce sismomètre est donc sensible aux oscillations rapides (hautes fréquences). Si le mouvement de la main est plus lent, le ressort est tellement rigide que la masse suspendue suit sans problème le mouvement, ce qui signifie en fait que ce sismomètre est insensible aux oscillations lentes. Avec le ressort « mou », on s'aperçoit que les oscillations - qu'elles soient rapides ou lentes - sont détectées (elles allongent et contractent le ressort) ; en revanche, si l'on déplace le système ressort-masse avec suffisamment de précautions (oscillations très lentes), la masse « suit le mouvement » (elle se éplace avec le ressort), sans qu'il y ait allongement de ce dernier. Ce sismomètre est donc inadapté pour détecter des oscillations très lentes. Le sismologue est confronté à ce genre de problème lorsqu'il doit choisir un capteur : veut-on détecter les vibrations rapides du sol ou bien ses oscillations lentes - ou même très lentes ? Chaque capteur va réagir à sa façon et se montrer mieux adapté pour l'étude de certaines ondes, moins bien adapté pour d'autres.

Se procurer un ressort et y suspendre un barreau aimanté à l'une de ses extrémité. Accrocher l'autre extrémité du ressort à une potence. L'expérience précédente a montré qu'en cas de vibration du sol et de la potence, la masse suspendue allait se mettre à osciller. Étudier ce phénomène en disposant une bobine - du genre solénoïde de large diamètre utilisé dans les salles de TP de physique - dans laquelle le barreau va pouvoir osciller sans trop de frottements. (Le barreau étant suspendu verticalement, la bobine sera donc aussi verticale.) Brancher un multimètre aux bornes de la bobine. Sélectionner la position « Ampèremètre continu », si possible pour la mesure de très faibles intensités. Au repos, le multimètre affiche une valeur proche de zéro (il n'y a pas de courant induit). Lorsqu'on donne une petite pichenette sur l'aimant pour le faire osciller, on constate sur le multimètre l'existence d'un courant induit qui parcourt la bobine. Chaque fois qu'un aimant se déplace dans une bobine, il y a donc production d'un courant dans la bobine.

Cette animation a été conçue à l'origine par Fritz Keller à l'Institut für Geophysik der TU Clausthal (Allemagne). Elle permet de « manipuler » un sismographe, en particulier en faisant vibrer le sol et en observant les sismogrammes obtenus. L'animation a été ici simplifiée et partiellement francisée en accord avec l'auteur. L'animation originale est beaucoup plus complète.

Un sismographe vertical très schématique est ici constitué d'une masse (en bleu) suspendue à un ressort. En fait, la seule chose mesurable par un observateur qui va lui aussi se déplacer avec le sol et le bâti est l'allongement ou la contraction du ressort. En jaune, apparaît aussi sur le schéma un amortisseur qui va empêcher le sismographe d'entrer en résonance si le sol se met à vibrer au voisinage de la fréquence de résonance de l'appareil (fréquence propre). Cette fréquence propre et le coefficient d'amortissement sont deux caractéristiques importantes du sismographe réglables par les boutons FREQUENCE et AMORT du menu SISMOGRAPHE. Par défaut, la fréquence propre est égale à 1 Hz.

1. Cliquer sur DEBUT : le sol et le bâti du sismographe subissent une oscillation verticale sinusoïdale d'une fréquence égale à 1 Hz (même fréquence que la fréquence de résonance), comme l'indique la courbe noire en bas d'écran qui représente le déplacement du sol. La courbe lilas, en haut de l'écran, montre le sismogramme correspondant. Cliquer sur STOP au bout de quelques oscillations. On constate que le sismogramme fait bien apparaître une sinusoïde de même fréquence que la sinusoïde de départ. Mis à part le fait que le début du sismogramme est déformé par rapport au mouvement réel du sol, on peut dire que le sismomètre détecte de façon satisfaisante les oscillations.
2. Dans le cas présent, la fréquence des oscillations est précisément la même que la fréquence propre du sismographe (1 Hz). Heureusement que notre dispositif virtuel disposait d'un amortissement qui a empêché l'appareil d'entrer en résonance ! Pour voir ce qui se passe s'il y a moins d'amortissement, cliquer sur NOUVEAU, puis sur AMORT et sélectionner la valeur 0,01 (amortissement le plus faible possible autorisé). Cliquer sur DEBUT et observer le sismogramme obtenu. Au bout de deux à trois secondes - le temps que le sismomètre prenne son rythme de croisière -, on observe une sinusoïde de très grande amplitude. On pourrait craindre pour l'appareillage si celui-ci n'était pas virtuel, car le mouvement de la masse est si important qu'il fait aller en butée le piston dans l'amortisseur. Cliquer sur STOP pour arrêter l'expérience.
3. Revenir à un amortissement « normal » : cliquer sur NOUVEAU, puis sur AMORT et sélectionner la valeur 0,707 qui est celle habituellement utilisée en sismologie. On voudrait maintenant voir si le sismographe peut détecter des vibrations rapides. Cliquer sur FREQUENCE dans le menu SOL et sélectionner la valeur 2 Hz (2 oscillations par seconde). Cliquer sur DEBUT, puis sur STOP au bout de quelques secondes. Le sismographe fonctionne correctement.
4. Peut-on détecter des oscillations très lentes du sol ? Cliquer sur NOUVEAU, puis sur FREQUENCE dans le menu SOL et sélectionner la valeur 0,1 Hz (0,1 oscillation par seconde, soit une période de 10 s). Cliquer sur DEBUT et observer le sismogramme. Celui-ci reste désespérément plat, car la masse se trouve soulevée et descendue suffisamment lentement pour qu'elle ne se mette pas à osciller. Le ressort ne se déformant pas, notre sismographe est incapable de détecter ces oscillations très lentes dont la fréquence se trouve en fait très en deça de la fréquence propre de l'appareil.
5. Cliquer sur STOP. Nous allons maintenant regarder si notre sismographe déforme beaucoup les mouvements réels du sol. Cliquer d'abord sur NOUVEAU, puis sur FONC dans le menu SOL et choisir l'option ECHELON. Cliquer sur DEBUT pour démarrer l'animation. Le sol est maintenant soulevé brusquement pendant 10 s, puis abaissé brusquement. Le sismogramme correspondant ne fait apparaître rien de tel ! En fait, le sismographe est incapable de se rendre compte que le sol est plus haut ou plus bas que la normale, seul est décelable pour lui la transition brusque entre ces deux niveaux ; transition qu'il retranscrit comme un pic suivi d'un retour à zéro. Le sismologue, quand il étudie dans le détail un sismogramme, doit toujours faire attention au fait que ce qu'il observe ne correspond pas au mouvement réel du sol et qu'il y a eu une certaine déformation de l'information par l'appareillage utilisé.
6. Cliquer sur STOP. Pour conclure, un peu plus d'interactivité : cliquer d'abord sur NOUVEAU, puis sur FONC dans le menu SOL et choisir l'option SOURIS. En cliquant ensuite sur DEBUT, on fait apparaître un point vert dans le bas de l'animation. On peut saisir ce point avec le pointeur de souris et, en agitant la souris sur la table, on peut agiter le sol sous le sismographe virtuel... et observer le sismogramme correspondant. Dans un premier temps, soulever le sol (et le sismographe) le plus lentement possible. Si l'on procède de façon délicate, le sismogramme obtenu reste plat - en tout cas très proche de zéro. Comme à l'étape 4, cela s'explique par le fait que, le mouvement étant très lent, la masse « suit le mouvement » et n'oscille pas au bout du ressort. Ramener maintenant brusquement le point vert à sa position initiale : le sismographe réagit en produisant une impulsion. Notre conclusion est, là encore, que le sismographe peut terriblement déformer le mouvement réel du sol.
7. Avant de quitter l'animation, on peut s'amuser, avec un peu d'entraînement, à créer son propre enregistrement de séisme : faire vibrer la main très rapidement pour créer l'onde P, puis former l'onde S avec des vibrations un peu moins rapides et de plus grande amplitude ; enfin, les ondes de surface seront obtenues par des oscillations encore plus grandes et encore moins rapides.

Le Sud-Est est, avec les Pyrénées, la région de France où l'activité sismique est la plus importante. Lorsqu'on se réfère à la sismicité historique - bien connue pour les deux derniers siècles, beaucoup plus parcellaire à partir du XVIII^e s. en raison de la disparition de nombreuses archives lors de la Révolution française -, on s'aperçoit qu'il n'y a guère de zones vraiment à l'abri des tremblements de terre. Il y a cependant des zones nettement plus actives que d'autres. Par ordre décroissant d'activité, on peut en citer au moins trois :

1. L'arc piémontais, en Italie, suit la bordure occidentale de la plaine du Pô, de l'ouest de Cuneo à l'ouest de Turin.
2. L'arc briançonnais, en Italie et en France, part du massif du Mercantour, passe par la haute vallée de l'Ubaye, se poursuit dans le Queyras, le Briançonnais, la Vanoise, pour aboutir dans le Val d'Aoste.
3. L'arc subalpin - récemment découvert - part de Monestier-de-Clermont (sud du département de l'Isère), jalonne la bordure occidentale du massif de Belledonne, traverse ensuite la vallée de l'Isère pour continuer à travers les massifs des Bauges et des Aravis, puis sur le flanc occidental du massif des Aiguilles-Rouges. Il rejoint en Suisse la zone sismique très active du Valais.

Le réseau Sismalp fournit une liste des principaux séismes historiques qui se sont produits dans le Sud-Est au cours des derniers siècles (intensité maximale supérieure ou égale à VII). Pour chaque séisme, on trouve : la date, la latitude, la longitude, la localisation, l'intensité maximale et un commentaire sur les dégâts. Utiliser ce fichier pour reporter sur une carte du Sud-Est des pastilles de couleur ou de taille différentes. Discuter lesquels de ces séismes historiques appartiennent aux trois arcs sismiques les plus actifs : piémontais, briançonnais et subalpin.

Auteur : François Thouvenot (mél : thouve@obs.ujf-grenoble.fr)

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Dernière mise à jour : 2 novembre 2007