Séisme

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Un séisme ou tremblement de terre est une secousse du sol résultant de la libération brusque d'énergie accumulée par les contraintes exercées sur les roches. Cette libération d'énergie se fait par rupture le long d'une faille, généralement préexistante. Plus rares sont les séismes dus à l'activité volcanique ou d'origine artificielle (explosions par exemple). Le lieu de la rupture des roches en profondeur se nomme le foyer, la projection du foyer à la surface est l'épicentre du séisme. Le mouvement des roches près du foyer engendre des vibrations élastiques qui se propagent, sous la forme de trains d'ondes sismiques, autour et au travers du globe terrestre. Il produit aussi un dégagement de chaleur par frottement, au point de parfois fondre les roches le long de la faille (pseudotachylites).

Il se produit de très nombreux séismes tous les jours mais la plupart ne sont pas ressentis par les humains. Environ cent mille séismes sont enregistrés chaque année sur la planète[1]. Les plus puissants d'entre eux comptent parmi les catastrophes naturelles les plus destructrices. La grande majorité des séismes se produisent à la limite entre les plaques tectoniques (séismes interplaques) de la terre, mais il peut aussi y avoir des séismes à l'intérieur des plaques (séismes intraplaques).

La science qui étudie ces phénomènes est la sismologie (pratiquée par les sismologues) et l'instrument de mesure principal est le sismographe (qui produit des sismogrammes). L'acquisition et l'enregistrement du signal s'obtiennent dans une station sismique regroupant, outre les capteurs eux-mêmes, des enregistreurs, numériseurs et antennes GPS, pour le positionnement géographique et le temps.

Conséquences d'un séisme à Mexico.
Vue panoramique de San Francisco après le tremblement de terre et l'incendie de 1906.
Les séismes dans le monde de 1963 à 1998

Caractéristiques principales[modifier | modifier le code]

Épicentre, hypocentre (foyer) et faille

L'hypocentre ou foyer sismique peut se trouver entre la surface et jusqu'à sept cents kilomètres de profondeur (limite du manteau supérieur) pour les événements les plus profonds.

Les trois grands types de failles

Quatre catégories de tremblements de terre[modifier | modifier le code]

Un tremblement de terre est une secousse plus ou moins violente du sol qui peut avoir quatre origines : rupture d'une faille ou d'un segment de faille (séismes tectoniques) ; intrusion et dégazage d'un magma (séismes volcaniques) ; « craquements » des calottes glaciaires se répercutant dans la croûte terrestre[2] ; explosion, effondrement d'une cavité (séismes d'origine naturelle ou dus à l'activité humaine)[3]. En pratique on classe les séismes en trois catégories selon les phénomènes qui les ont engendrés :

Séismes tectoniques[modifier | modifier le code]

Les séismes tectoniques sont de loin les plus fréquents et dévastateurs. Une grande partie des séismes tectoniques a lieu aux limites des plaques, où se produit un glissement entre deux milieux rocheux. Ce glissement, localisé sur une ou plusieurs failles, est bloqué durant les périodes inter-sismiques (entre les séismes), et l'énergie s'accumule par la déformation élastique des roches[4]. Cette énergie et le glissement sont brusquement relâchés lors des séismes. Dans les zones de subduction, les séismes représentent en nombre la moitié de ceux qui sont destructeurs sur la Terre, et dissipent 75 % de l'énergie sismique de la planète. C'est le seul endroit où on trouve des séismes profonds (de 300 à 645 kilomètres). Au niveau des dorsales médio-océaniques, les séismes ont des foyers superficiels (0 à 10 kilomètres), et correspondent à 5 % de l'énergie sismique totale. De même, au niveau des grandes failles de décrochement, ont lieu des séismes ayant des foyers de profondeur intermédiaire (de 0 à 20 kilomètres en moyenne) qui correspondent à 15 % de l'énergie. Le relâchement de l'énergie accumulée ne se fait généralement pas en une seule secousse, et il peut se produire plusieurs réajustements avant de retrouver une configuration stable. Ainsi, on constate des répliques à la suite de la secousse principale d'un séisme, d'amplitude décroissante, et sur une durée allant de quelques minutes à plus d'un an. Ces secousses secondaires sont parfois plus dévastatrices que la secousse principale, car elles peuvent faire s'écrouler des bâtiments qui n'avaient été qu'endommagés, alors que les secours sont à l'œuvre. Il peut aussi se produire une réplique plus puissante encore que la secousse principale quelle que soit sa magnitude. Par exemple, un séisme de 9,0 peut être suivi d'une réplique de 9,3 plusieurs mois plus tard même si cet enchaînement reste extrêmement rare.

Séismes d'origine volcanique[modifier | modifier le code]

Les séismes d'origine volcanique résultent de l'accumulation de magma dans la chambre magmatique d'un volcan. Les sismographes enregistrent alors une multitude de microséismes (trémor) dus à des ruptures dans les roches comprimées ou au dégazage du magma[3]. La remontée progressive des hypocentres (liée à la remontée du magma) est un indice prouvant que le volcan est en phase de réveil et qu'une éruption est imminente.

Séismes d'origine polaire[modifier | modifier le code]

Les glaciers et la couche de glace présentent une certaine élasticité, mais les avancées différentiées et périodiques (rythme saisonnier marqué) de coulées de glace provoquent des cassures dont les ondes élastiques génèrent des tremblements de terre, enregistrés par des sismographes loin du pôle à travers le monde[2] . Ces « tremblements de terre glaciaires » du Groenland sont caractérisés par une forte saisonnalité. Une étude publiée en 2006 a conclu que le nombre de ces séismes avait doublé de 2000 à 2005, tendance temporelle suggérant un lien avec une modification du cycle hydrologique et une réponse glaciaire à l'évolution des conditions climatiques[2]. Si l'on considère qu'une part du réchauffement climatique est d'origine humaine, une part des causes de ces séismes pourrait être considérée comme induits par l'Homme (voir ci-dessous).

Séismes d'origine artificielle[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Séismes induits.

Les séismes d'origine artificielle ou « séismes » de faible à moyenne magnitude sont dus à certaines activités humaines telles que barrages, pompages profonds, extraction minière, explosions souterraines ou nucléaires, ou même bombardements[5]. Ils sont fréquents et bien documentés depuis les années 1960-1970. Par exemple, rien que pour la France et uniquement pour les années 1971-1976, plusieurs séismes ont été clairement attribués à des remplissages de lacs-réservoirs, à l'exploitation de gisements pétrolifères ou aux mines :

  • le remplissage du lac de Vouglans (Jura) (magnitude 4,3, le 21 juin 1971) qui produit des dégâts dans les villages voisins du barrage,
  • autour du lac-réservoir de l'Alesani, en Corse, le 29 septembre 1971 un séisme est ressenti sur une faible surface centrée sur le lac (dans une zone jusqu'alors complètement asismique) . En avril 1978, lors d'un nouveau remplissage (après vidange du barrage durant plusieurs mois), un nouveau séisme de magnitude 4,4 est ressenti,
  • le lac-réservoir de Sainte-croix-du-Verdon (Alpes-de-Haute-Provence) n'a pas bougé lors de son remplissage, mais de septembre 1973 à août 1975, les stations séismiques télémétrées ont enregistré plus de 90 petites secousses, au voisinage même du lac, et leur fréquence maximale (36 secousses en 3 mois) correspondait au moment du pic de remplissage (mars-mai 1975),
  • le gisement pétrolifère et gazier de Lacq (surveillé depuis 1974), a encore produit des séismes (dont le 31 décembre 1972, de magnitude 4,0),
  • le gisement gazier de Valempoulières (Jura) a généré un petit séisme le 8 janvier 1975, ressenti dans les communes l'entourant,
  • des "coups de toit" peuvent toucher les régions minières, à l'image des anciens bassins houillers de Fuveau-Gardanne dans les Bouches-du-Rhône et celui de Creutzwald-Merlebach en Moselle, et peuvent être confondus avec de véritables séismes naturels[6].

Les tremblements de terre engendrent parfois des tsunamis, dont la puissance destructrice menace une part croissante de l'humanité, installée en bordure de mer. Ils peuvent aussi menacer les installations pétrolières et gazières offshore et disperser les décharges sous-marines contenant des déchets toxiques, déchets nucléaires et munitions immergées. On cherche à les prévoir, pour s'en protéger, à l'aide d'un réseau mondial d'alerte, qui se met en place, en Indonésie et Asie du Sud Est notamment.

Dans certains cas, les séismes provoquent la liquéfaction du sol : un sol mou et riche en eau perdra sa cohésion sous l'effet d'une secousse.

Risques de séismes dus aux essais dans les centrales géothermiques :

Un centre de recherche sur les centrales géothermiques, dans le nord-est de la France, expérimente des techniques de géothermie. L’expérience consiste à injecter de l'eau froide dans des poches de magma (2 trous préalablement forés, l'un pour l'entrée de l'eau froide et l'autre pour la sortie de l'eau transformée en vapeur, puis de la récupérer sous forme de vapeur, de la mettre en pression puis de faire tourner une turbine puis produire de l'électricité.

Conséquences de l'expérience :

L'injection d'eau froide dans les poches de magma agissait sur les failles environnantes, l'eau agissait comme lubrifiant et produisait des micro séismes qui pouvaient jusqu'à produire des fissures sur les murs des maisons.

Magnitude[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Magnitude d'un séisme.

La puissance d'un tremblement de terre peut être quantifiée par sa magnitude, notion introduite en 1935 par le sismologue Charles Francis Richter[7]. La magnitude se calcule à partir des différents types d'ondes sismiques en tenant compte de paramètres comme la distance à l'épicentre, la profondeur de l'hypocentre, la fréquence du signal, le type de sismographe utilisé, etc. La magnitude est une fonction continue logarithmique[7]: lorsque l'amplitude des ondes sismiques est multipliée par 10, la magnitude augmente d'une unité. Ainsi, un séisme de magnitude 7 provoquera une amplitude dix fois plus importante qu'un événement de magnitude 6, cent fois plus importante qu'un de magnitude 5.

La magnitude, souvent appelée magnitude sur l'échelle de Richter, mais de manière impropre, est généralement calculée à partir de l'amplitude ou de la durée du signal enregistré par un sismographe[7]. Plusieurs valeurs peuvent être ainsi calculées (Magnitude locale M_L, de durée M_D, des ondes de surfaces M_S, des ondes de volumes M_B). Ces différentes valeurs ne sont pas très fiables dans le cas des très grands tremblements de terre. Les sismologues lui préfèrent donc la magnitude de moment (notée M_W) qui est directement reliée à l'énergie libérée lors du séisme[7]. Des lois d'échelle relient cette magnitude de moment à la géométrie de la faille (surface), à la résistance des roches (module de rigidité) et au mouvement cosismique (glissement moyen sur la faille).

Intensité macrosismique[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Risque sismique.

La magnitude d'un séisme ne doit pas être confondue avec l'intensité macrosismique (sévérité de la secousse au sol) qui se fonde sur l'observation des effets et des conséquences du séisme sur des indicateurs communs en un lieu donné : effets sur les personnes, les objets, les mobiliers, les constructions, l'environnement. Le fait que ces effets soient en petit nombre ou en grand nombre sur la zone estimée est en soi un indicateur du niveau de sévérité de la secousse. L'intensité est généralement estimée à l'échelle de la commune. On prendra par exemple en compte le fait que les fenêtres ont vibré légèrement ou fortement, qu'elles se sont ouvertes, que les objets ont vibré, se sont déplacés ou ont chuté en petit nombre ou en grand nombre, que des dégâts sont observés, en tenant compte des différentes typologies constructives (de la plus vulnérable à la plus résistante à la secousse), les différents degrés de dégâts (du dégât mineur à l'effondrement total de la construction) et si la proportion des dégâts observés est importante ou non (quelques maisons, ou l'ensemble des habitations)[8].
Les échelles d'intensité comportent des degrés généralement notés en chiffres romains, de I à XII pour les échelles les plus connues (Mercalli, MSK ou EMS). Parmi les différentes échelles, on peut citer :


Les relations entre magnitude et intensité sont complexes. L'intensité dépend du lieu d'observation des effets. Elle décroît généralement lorsqu'on s'éloigne de l'épicentre en raison des atténuations dues à la distance (atténuation géométrique) ou au milieu géologique traversé par les ondes sismiques (atténuation anélastique ou intrinsèque), mais d'éventuels effets de site (écho, amplification locale, par exemple par des sédiments ou dans des pitons rocheux) peuvent perturber les courbes moyennes de décroissance que l'on utilise pour déterminer l'intensité et l'accélération maximale du sol qu'ont à subir les constructions sur les sites touchés, ou qu'ils auront à subir sur un site précis lorsqu'on détermine un aléa sismique.

Statistiquement, à 10 kilomètres d'un séisme de magnitude 6, on peut s'attendre à des accélérations de 2 mètres par seconde au carré, des vitesses du sol de 1 mètre par seconde et des déplacements d'une dizaine de centimètres; le tout, pendant une dizaine de secondes[9].

Différents types d'ondes sismiques[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Onde sismique.

Au moment du relâchement brutal des contraintes de la croûte terrestre (séisme), deux grandes catégories d'ondes peuvent être générées. Il s'agit des ondes de volume qui se propagent à l'intérieur de la Terre et des ondes de surface qui se propagent le long des interfaces[10].

Dans les ondes de volume, on distingue :

  • les ondes P ou ondes de compression. Le déplacement du sol se fait par dilatation et compression successives, parallèlement à la direction de propagation de l'onde. Les ondes P sont les plus rapides (6 km/s près de la surface). Ce sont les ondes enregistrées en premier sur un sismogramme[10] ;
  • les ondes S ou ondes de cisaillement. Les vibrations s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l'onde, comme sur une corde de guitare. Plus lentes que les ondes P, elles apparaissent en second sur les sismogrammes[10].

Les ondes de surface (ondes de Rayleigh, ondes de Love) résultent de l'interaction des ondes de volume. Elles sont guidées par la surface de la Terre, se propagent moins vite que les ondes de volume, mais ont généralement une plus forte amplitude[10]. Généralement ce sont les ondes de surface qui produisent les effets destructeurs des séismes.

Enregistrement des séismes[modifier | modifier le code]

Les plus anciens relevés sismiques datent du VIIIe millénaire av. J.‑C.[réf. nécessaire].

Séismes les plus puissants enregistrés depuis 1900[modifier | modifier le code]

Tremblements de terre de magnitude au moins égale à 8.

Pays Ville / Zone Magnitude Date Nombre de morts Nombre de blessés Remarques et liens vers les articles détaillés
Chili Valdivia 9,5 3 000 Séisme de 1960 de Valdivia (le séisme le plus violent jamais recensé)
Sumatra Andaman 9,4 227 898 125 000 Séisme du 26 décembre 2004 dans l'océan Indien
États-Unis Alaska 9,2 131 Séisme de 1964 en Alaska
Russie Kamtchatka 9,0
Japon Sendai, Côte Pacifique du Tōhoku 9,0[11],[12] 15 776 morts et 4 225 disparus[13],[14] 5 929[13],[14] Séisme de 2011 de la côte Pacifique du Tōhoku
Équateur 8,8 1906
Chili Concepción 8,8 497 Séisme de 2010 au Chili
États-Unis Alaska 8,7 1965
Sumatra Île de Nias 8,7 905 Séisme de 2005 à Sumatra
Océan Indien Proche de l'Indonésie Inde, Thaïlande et Sri Lanka 8,7 puis réplique de 8,3 [15]
Tibet 8,6
Alaska Andreanof 8,6 [16]
Russie Iles Kouriles 8,5 1963
Kamtchatka 8,5 1923
Indonésie Mer de Banda 8,5 Séisme de la mer de Banda
Pérou Arequipa 8,4 250 1 000 Séisme de 2001 au Pérou
Japon Kanto 8,3 141 720 Séisme de 1923 de Kantō
Chili Chillán 8,3 28 000 58 000
Tonga 8,3 Séisme de 2006 aux Tonga
Russie Iles Kouriles 8,3 Raz de marée d'1,80 m et effets à plus de 16 000 km de l'épicentre, notamment à Crescent City, Californie
Russie Iles Kouriles 8,3
Océan Pacifique 8,3
Russie Mer d'Okhotsk, proche de la péninsule du Kamtchatka 8,3 [17]
États-Unis San Francisco 8,2 3 000 Séisme de 1906 à San Francisco
Chili Valparaíso 8,2 20 000 20 000
Chili Au large d'Iquique, à environ 89 km sud-ouest de Cuya, à une profondeur de 46,4 km dans l'océan Pacifique 8,2 à 20h46 locales[18],[19] 5 Séisme de 2014 au Chili
Mexique Mexico 8,1 10 000 Séisme de 1985 à Mexico
Pérou Ica, Lima 8,0 387 1 050

Séismes les plus meurtriers depuis 1900[modifier | modifier le code]

Tremblements de terre ayant fait plus de 15 000 morts d'après les estimations des autorités locales, placés dans l'ordre chronologique.

Ville / Zone Pays Date Magnitude Nombre de morts Remarques et liens vers les articles détaillés
Kangra Inde 8,6 19 000
Santiago du Chili Chili 8,6 20 000
Messine Italie 7,5 100 000[20]
Article détaillé : Séisme de 1908 à Messine.
Avezzano Italie 7,5 29 980
Bali Indonésie 8.2 15 000
Gansu Chine 8,6 200 000
Tokyo Japon 8,3 143 000 Le séisme de 1923 de Kantō est suivi d'un gigantesque incendie.
Xining Chine 8,3 200 000
Gansu Chine 7,6 70 000
Quetta Pakistan 7,5 45 000
Chillán Chili 8,3 28 000
Erzincan Turquie 8,0 30 000
Achgabat URSS 7,3 110 000
Dashti Biaz Khorassan Iran 7,3 16 000
Chimbote Pérou 8,0 66 000
Yibin Chine 6,8 20 000
Guatemala 7,5 23 000
Tangshan Chine [21] 8,2 240 000 Le nombre officiel de morts est 240 000 personnes[22]. D'autres estimations font état de 500 000[20] à 800 000 victimes directes ou indirectes[23].
Article détaillé : Séisme de 1976 à Tangshan.
Michoacan Mexique 8,1 20 000
Article détaillé : Séisme de 1985 à Mexico.
Région de Spitak Arménie 7,0 25 000
Article détaillé : Séisme de 1988 en Arménie.
Zangan Iran 7,7 45 000
Kocaeli Turquie 7,4 17 118
Article détaillé : Séisme de 1999 en Turquie.
Bhuj Inde 7,7 20 085
Bam Iran 6,6 26 271
Article détaillé : Séisme de 2003 à Bam.
Sumatra Indonésie 9,4 227 898
Muzaffarabad Pakistan 7,6 79 410
Article détaillé : Séisme de 2005 au Cachemire.
Province du Sichuan Chine 7,9 87 149
Article détaillé : Séisme du Sichuan de mai 2008.
Port-au-Prince Haïti 7,2 230 000
Article détaillé : Séisme de 2010 à Haïti.
Côte Pacifique du Tōhoku Japon 9,3 15 776 morts et 4 225 disparus[13],[14]
Katmandou Népal 25 avril 2015 7,8 8 100
Article détaillé : Séismes de 2015 au Népal.

Méthodes de détection[modifier | modifier le code]

Ancienne méthode chinoise[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Histoire de la géologie.
Réplique du sismographe de Zhang Heng

L'ancienne méthode chinoise consistait en un vase de bronze comportant huit dragons sur le contour, le Houfeng Didong Yi du chinois Zhang Heng. Une bille était placée dans la gueule de chacun d'eux, prête à tomber dans la gueule d'un crapaud. Lorsqu'un séisme se produisait, la bille d'un des dragons (dépendant de l'endroit où se produisait le séisme) tombait dans la gueule d'un des crapauds. Cela indiquait la direction de l'épicentre du tremblement de terre, et vers où il fallait envoyer les secours.

Méthodes modernes[modifier | modifier le code]

Article détaillé : Mesure en sismologie.

La localisation de l'épicentre par des moyens modernes se fait à l'aide de plusieurs stations sismiques (3 au minimum), et un calcul tridimensionnel. Les capteurs modernes permettent de détecter des événements très sensibles, tels qu'une explosion nucléaire.

Méthodes de prévision[modifier | modifier le code]

On peut distinguer trois types de prévisions : La prévision à long terme (sur plusieurs années), à moyen terme (sur plusieurs mois), et à court terme (inférieur à quelques jours)[24].

Long terme[modifier | modifier le code]

Les prévisions à long terme reposent sur une analyse statistique des failles répertoriées et sur des modèles déterministes ou probabilistes des cycles sismiques. Elles permettent de définir des normes pour la construction de bâtiments, en général sous la forme d'une valeur d'accélération maximale du sol (pga, peak ground acceleration). Certaines failles telles celles de San Andreas en Californie ont fait l'objet d'études statistiques importantes ayant permis de prédire le séisme de Santa Cruz en 1989. Des séismes importants sont ainsi attendus en Californie, ou au Japon (Tokai, magnitude 8.3). Cette capacité prévisionnelle reste cependant du domaine de la statistique, les incertitudes sont souvent très importantes, on est donc encore loin de pouvoir prévoir le moment précis d'un séisme afin d'évacuer à l'avance la population ou la mettre à l'abri.

Moyen terme[modifier | modifier le code]

Les prévisions à moyen terme sont plus intéressantes pour la population. Les recherches sont en cours pour valider certains outils, comme la reconnaissance de formes (dilatance).

Court terme[modifier | modifier le code]

Dans l'état actuel des connaissances, on ne peut pas prédire les séismes à court terme, c'est-à-dire déterminer la date et l'heure exacte d'un événement sismique, même si on peut souvent déterminer le lieu d'un futur séisme (une faille active principalement), et quelques autres caractéristiques. Cependant, la recherche fondamentale en sismologie s'emploie à tenter de découvrir des moyens de prédiction scientifiques.
D'autres moyens ont été cités : par exemple, certains animaux semblent détecter les tremblements de terre : serpents, porcs, chiens... Deux heures avant un séisme à Yientsin, en 1969, les autorités chinoises ont lancé un avertissement fondé sur l’agitation des tigres, des pandas, des yacks et des cerfs du zoo. Aucune étude scientifique n’a réussi pour le moment à prouver ce phénomène [25].

Les prévisions à court terme se basent sur des observations très précises des terrains à risque. Les moyens de détection peuvent avoir un coût important et des résultats non garantis, du fait de la grande hétérogénéité des signes précurseurs d'un séisme, voire leur absence dans des séismes pourtant de grande ampleur, tels que TangShan ou Michoacan, qui avaient été prévus à moyen terme mais non à court terme.

Les gouvernements ont besoin d'informations certifiées pour évacuer une population des sites suspectés. Les États-Unis utilisent des outils de grande sensibilité autour des points statistiquement sensibles (tels que Parkfield en Californie) : vibrateurs sismiques utilisés en exploration pétrolière, extensomètres à fil d'invar, géodimètres à laser, réseau de nivellement de haute précision, magnétomètres, analyse des puits. Le Japon étudie les mouvements de l'écorce terrestre par GPS[26] et par interférométrie (VLBI), méthodes dites de géodésie spatiale. En Afrique du Sud, les enregistrements se font dans les couloirs des mines d'or, à 2 km de profondeur. La Chine se base sur des études pluridisciplinaires, tels que la géologie, la prospection géophysique ou l'expérimentation en laboratoire.

La surveillance d'anomalies d'émission de radon (et de potentiel électrique) dans les nappes sont évoqués[27], basée sur l'hypothèse qu'avant un séisme le sous-sol pourrait libérer plus de radon (gaz radioactif à faible durée de vie). On a constaté (par exemple en Inde[28]) une corrélation entre taux de radon dans les nappes souterraines et activité sismique. Un suivi en temps réel du radon à coût raisonnable est possible[28]. On a aussi montré dans les Alpes françaises que les variations de niveaux (de plus de 50 mètres) de deux lacs artificiels modifiaient les émissions périphériques de radon[29].

Des recherches récentes soutiennent une possible corrélation entre des changements de l'ionosphère et des tremblements de terre, ce qui pourrait permettre des prédictions à court-terme[30].

Notes et références[modifier | modifier le code]

  1. François Michel, Roches et paysages, reflets de l’histoire de la Terre, Paris, Belin, Orléans, BRGM éditions, 2005, (ISBN 978-2-7011-4081-0), p.74
  2. a, b et c Göran Ekström, Meredith Nettles et Victor C. Tsai, Seasonality and Increasing Frequency of Greenland Glacial Earthquakes ; Science 2006-03-24 ; pp 1756-1758 (résumé).
  3. a et b Documents pédagogiques de l'EOST ; les catégories de séismes Les catégories de séismes
  4. Les Séismes. Planète Terre, Université Laval, Québec Les séismes
  5. Bombs may have caused quake, 6 mars 2002.
  6. Observations sismologiques, sismicité de la France de 1971 à 1979, Bureau central sismologique français, Strasbourg, 1983
  7. a, b, c et d Documents pédagogiques de l'EOST; la magnitude d'un séisme La magnitude d un séisme
  8. Documents pédagogiques de l'EOST; l'Intensité d'un séisme L'intensité d'un séisme
  9. Pascal Bernard (IPGP), Qu'est-ce qui fait trembler la terre?, EDP Sciences, 2003 (ISBN 978-2868836298) (page 265)
  10. a, b, c et d Documents pédagogiques de l'EOST ; les ondes sismiques Les ondes sismiques
  11. « Japan's megaquake: what we know », New Scientist, article de Michael Reilly, senior technology editor, le 11 mars 2011, 17h22 GMT (1722 GMT, 11 March 2011), lien
  12. http://www.jma.go.jp/jma/en/News/2011_Earthquake_01.html
  13. a, b et c (en) « Damage Situation and Police Countermeasures associated with 2011 Tohoku district - off the Pacific Ocean Earthquake - September 8, 2011 », sur www.npa.go.jp (National Police Agency of Japan) (consulté le 8 septembre 2011)
  14. a, b et c Bilan provisoire
  15. Séisme au large de l'Indonésie
  16. Requalification de la magnitude du séisme, site de l'United States Geological Survey’s (USGS) Lien USGS-1957
  17. Un puissant séisme frappe l'Extrême-Orient russe, ressenti jusqu'à Moscou
  18. [1]
  19. [2]
  20. a et b Jean Demangeot, Les milieux « naturels » du globe, Paris, Armand Colin, 10e édition, 2002, (ISBN 978-2-200-34608-9), p.101
  21. Le séisme a eu lieu le 28 juillet à 03:42 heure locale. Mais en général la référence pour le temps d'origine d'un tremblement de terre est l'heure UTC et donc le 27 juillet compte tenu des 8 heures de différence.
  22. « 7.2-Magnitude Earthquake Strikes China » dans The Chicago Tribune du 20-03-2008, [lire en ligne]
  23. François Michel, Roches et paysages, reflets de l’histoire de la Terre, Paris, Belin, Orléans, brgm éditions, 2005, (ISBN 978-2-7011-4081-0), p.74
  24. (fr) Rapport de l'assemblée nationale française - Les Séismes et mouvements de terrain, chap.3
  25. http://www.dinosoria.com/animal_seisme.htm
  26. Monitoring of Earthquakes, Tsunamis and Volcanic Activity, Japan Meteorological Agency, Tokyo, Japan part Prediction and Information Services for the Tokai Earthquake
  27. A. PAWULA, 1997 : Contribution à l’explication des anomalies du radon 222 dans le milieu naturel. Point de vue d’un géologue. Séminaire SUBATECH, École des mines de Nantes, Laboratoire de physique subatomique et des technologies associées.
  28. a et b M. Singh, M. Kumar, R. K. Jain and R. P. Chatrath, Radon in ground water related to seismic events ; Radiation Measurements Volume 30, Issue 4, August 1999, Pages 465-469 doi:10.1016/S1350-4487(99)00049-9 (Résumé)
  29. Trique, M; Richon, P; Perrier, F; Avouac, JP; Sabroux, JC., 1999 Radon emanation and electric potential variations associated with transient deformation near reservoir lakes. NATURE, 399: (6732) 137-141. (Résumé)
  30. Ionospheric Precursors of Earthquakes, Sergey Pulinets, Kirill Boyarchuk, Springer, 2004, ISBN 978-3-540-20839-6

Voir aussi[modifier | modifier le code]

Bibliographie[modifier | modifier le code]

  • Victor Davidovici, La construction en zone sismique, Paris,‎ , 330 p.
    La réglementation et la technique de construction en zone sismique illustrée par des exemples concrets de calculs
  • Grégory Quenet, Les tremblements de terre en France aux XVIIe et XVIIIe siècles. La naissance d'un risque, Seyssel, Champ Vallon, 2005

Articles connexes[modifier | modifier le code]

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