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Risque sismique et installations nucléaires

Pourquoi et où se produisent les séismes ?

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Pourquoi les séismes ?

La Terre, notre planète, est vivante. Sa chaleur interne, en s’évacuant, induit des mouvements visqueux dans ses profondeurs, en particulier dans ce qui est appelé l'asthénosphère (entre  700 km et 100 à 200 km de profondeur). Ceux-ci provoquent à leur tour des mouvements des plaques rigides lithosphériques situées à la surface du globe (entre 100 à 200 km de profondeur et la surface): c'est ce qui est communément appelé la tectonique des plaques. Ce sont ces mouvements entre plaques lithosphériques qui sont la principale cause des séismes.

Les mouvements relatifs entre les grandes plaques lithosphériques sont de 3 types principaux :

  1. de l'étirement, là où se crée les plaques océaniques au niveau des rifts et des grandes dorsales médio-océaniques ;
  2. du raccourcissement, dans les zones de chevauchement de plaques: on parle de subduction lorsqu'une plaque océanique passe sous une autre plaque (par exemple la ceinture du Pacifique au Chili, Alaska, Japon) ou de collision lorsque deux plaques continentales sont impliquées (par exemple les chaînes himalayenne ou alpine) ;
  3. du coulissage latéral (ou décrochement), comme au niveau des failles transformantes ou des célèbres failles de San Andreas (Californie, Etats-Unis) ou nord-anatolienne (Turquie).


 

Modèle illustrant la tectonique des plaques lithosphériques se déplaçant au dessus de l’asthénosphère.

Modèle illustrant la tectonique des plaques lithosphériques se déplaçant au dessus de l’asthénosphère. Le moteur de l’ouverture des océans au niveau des rifts océaniques est le fonctionnement de larges cellules dans lesquelles l’asthénosphère est en convection. Source.
 
La surface de la Terre se déforme donc lentement sous l’effet du déplacement relatif des plaques tectoniques. Toutefois ce déplacement ne se fait pas sans heurts car, dans les zones de contact, les roches s’opposent aux forces auxquelles elles sont soumises (frottements). En résistant à cette sollicitation, les roches se comportent comme un ressort que l’on comprime, elles se déforment : de l’énergie élastique s’accumule.
 
Les roches ne peuvent pas encaisser indéfiniment cette déformation, cette élasticité. Lorsque les forces en présence excèdent le seuil de résistance des roches, celles-ci cèdent brutalement permettant aux plaques tectoniques de glisser l’une contre l’autre de part et d’autre d’une faille. Au cours de ce glissement, l’énergie accumulée progressivement est libérée en quelques secondes (le ressort se décomprime soudainement) sous forme de chaleur (phénomène de friction au niveau de la zone de contact) et de vibrations (ondes sismiques). Ces vibrations se propagent alors de proche en proche jusqu’à la surface : la Terre tremble.
 
A la fin du séisme, la zone de contact est à nouveau bloquée, l'accumulation d'énergie recommence pour démarrer un nouveau cycle. 
 

Ce mécanisme se produit dans la partie la plus superficielle de la croûte terrestre (dans les 15 premiers kilomètres dans le contexte français). Plus profond, les roches ont un autre comportement mécanique : elles sont ductiles, c’est-à-dire qu’elles accommodent la déformation de façon régulière par glissement continu, sans produire de séismes (glissement asismique).

 

Schéma illustrant le mécanisme conduisant au séisme.

Schéma illustrant le mécanisme conduisant au séisme, à la suite du chargement (δl) de déformation dans la partie cassante de la lithosphère, autour d’une faille (cas d’un décrochement).

 

Où se produisent les séismes ?
Les séismes se produisent sur des failles, qui sont des zones de plus faible résistance mécanique et qui sont donc plus propices à accommoder la déformation imposée par le mouvement relatif des plaques tectoniques.

La sismicité se concentre pour l’essentiel le long des frontières des grandes plaques tectoniques, là où les mouvements relatifs sont les plus importants. C’est notamment le cas tout autour de l’océan Pacifique (grands séismes d’Amérique du Sud, d’Alaska, du Kamchatka ou du Japon) ou à la périphérie de l’océan Indien (grands séismes indonésiens ou himalayens), là où plusieurs centimètres par an de déplacement relatif sont absorbés.

Cependant, les plaques rigides sont capables de transmettre à distance les forces qu’elles subissent au niveau des zones de contact. C’est ainsi qu’on observe également des séismes loin des limites de plaques, comme par exemple dans le Centre-Est des Etats-Unis, en Australie ou en France Métropolitaine.

 

Carte de la sismicité mondiale.

Carte de la sismicité mondiale. Les épicentres sont issus du catalogue de l’United States Geological Survey, pour la période 1973-2008 et pour tous les séismes de magnitude supérieure à 5. Le fond topographique est du projet SRTM (Shuttle Radar Topography Mission). Les épicentres soulignent les limites de plaques lithosphériques se déplaçant les unes par rapport aux autres. On note qu’une partie de la sismicité est exprimée en dehors des limites de grandes plaques, au cœur des continents (Eurasie, Australie, Amérique du Nord ou Europe).

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