Géologie
Enquête sur les causes et les localisations communes des séismes
Dans cette section, vous apprendrez quelles sont les causes des séismes et pourquoi. Vous apprendrez également les emplacements des tremblements de terre courants.
Ce que vous apprendrez à faire
- Décrire les tremblements de terre et leurs caractéristiques
- Identifier les causes des tremblements de terre
- Identifier les endroits où les tremblements de terre se produisent couramment
La nature des tremblements de terre
Séismologie
La sismologie est l’étude des ondes sismiques. La sismologie est aussi l’étude des séismes, principalement à travers les ondes qu’ils produisent. En mesurant et en analysant les ondes sismiques, les sismologues peuvent tirer des informations telles que :
- L’épicentre d’un séisme
- La profondeur d’un foyer sismique
- La magnitude (puissance) d’un séisme
- Le type de mouvement de faille qui a produit un séisme
- Si un séisme sous l’océan est susceptible d’avoir généré un tsunami (ensemble de vagues océaniques géantes)
En plus des informations sur les séismes et les failles, la sismologie nous donne des connaissances sur les couches de la terre. Une grande partie de ce que nous savons sur la croûte, la lithosphère, l’asthénosphère, le manteau et le noyau provient de la sismologie. Voir la page Principes de base de l’intérieur de la Terre.
La sismologie nous donne également des informations sur les essais nucléaires souterrains qui ont lieu n’importe où sur terre, permet de localiser d’éventuels réservoirs de pétrole dans la croûte terrestre et nous aide à prédire quand un volcan est sur le point d’entrer en éruption.
Les sismographes et les sismomètres sont les instruments utilisés pour mesurer les ondes sismiques. Le sismographe analogique traditionnel utilise un stylo (stylet) encastré dans un poids lourd, qui est suspendu à des ressorts. Lorsque la terre bouge pendant un tremblement de terre, une feuille de papier roulant sous le stylet se déplace avec la terre, mais le stylet, avec son poids suspendu à des ressorts, reste immobile, dessinant des lignes sur la feuille de papier qui montrent les mouvements sismiques de la terre. La photo de l’USGS ci-dessous montre un sismogramme provenant d’un sismographe situé à Columbia, en Californie, qui a enregistré le tremblement de terre de Loma Prieta en 1989.
Avec la technologie moderne, les sismographes avec stylos et feuilles de papier roulantes sont remplacés par des sismomètres avec capteurs électroniques et écrans d’ordinateur. Les sismographes et les sismomètres produisent tous deux un sismogramme, qui est un enregistrement graphique des ondes sismiques, visualisé soit sur papier soit sur un écran d’ordinateur.
Causes des tremblements de terre
La vidéo suivante explique la cause des tremblements de terre.
Aperçu de la théorie du rebond élastique
Dans un tremblement de terre, le point initial où les roches se rompent dans la croûte est appelé foyer. L’épicentre est le point de la surface terrestre qui se trouve directement au-dessus du foyer. Dans environ 75 % des séismes, le foyer se situe dans les 10 à 15 kilomètres supérieurs de la croûte. Les tremblements de terre peu profonds causent le plus de dégâts car le foyer se trouve près des habitations. Cependant, c’est l’épicentre d’un séisme qui est signalé par les scientifiques et les médias (figure 1).
Figure 1. Dans la section transversale verticale de la croûte, il y a deux caractéristiques étiquetées – le foyer et l’épicentre, qui se trouve directement au-dessus du foyer.
Voyez cette animation résumant la théorie du rebond élastique.
Figure 2. Types de failles
Les séismes tectoniques se produisent partout dans la terre où l’énergie de déformation élastique stockée est suffisante pour entraîner la propagation de la fracture le long d’un plan de faille. Les côtés d’une faille se déplacent l’un devant l’autre en douceur et de manière sismique uniquement s’il n’y a pas d’irrégularités ou d’aspérités le long de la surface de la faille qui augmentent la résistance au frottement. La plupart des surfaces de faille présentent de telles aspérités, ce qui entraîne une forme de comportement de glissement par adhérence. Une fois la faille verrouillée, la poursuite du mouvement relatif entre les plaques entraîne une augmentation de la contrainte et donc de l’énergie de déformation stockée dans le volume autour de la surface de la faille. Cela se poursuit jusqu’à ce que la contrainte ait suffisamment augmenté pour briser l’aspérité, permettant soudainement le glissement sur la partie verrouillée de la faille, libérant ainsi l’énergie stockée.
Cette énergie est libérée sous la forme d’une combinaison d’ondes sismiques de déformation élastique rayonnées, d’échauffement par frottement de la surface de la faille et de fissuration de la roche, provoquant ainsi un séisme. Ce processus d’accumulation progressive de la déformation et de la contrainte, ponctué par une rupture sismique soudaine occasionnelle, est appelé la théorie de l’élasticité-refoulement. On estime que seulement 10 % ou moins de l’énergie totale d’un tremblement de terre est rayonnée sous forme d’énergie sismique. La majeure partie de l’énergie du tremblement de terre est utilisée pour alimenter la croissance de la fracture du séisme ou est convertie en chaleur générée par la friction. Par conséquent, les tremblements de terre diminuent l’énergie potentielle élastique disponible de la Terre et augmentent sa température, bien que ces changements soient négligeables par rapport au flux de chaleur conductif et convectif sortant de l’intérieur profond de la Terre.
Types de failles sismiques
Il existe trois principaux types de failles, toutes susceptibles de provoquer un séisme interplaque : normale, inverse (poussée) et à glissement. Les failles normales et inverses sont des exemples de glissement de pendage, où le déplacement le long de la faille se fait dans le sens du pendage et le mouvement sur celles-ci implique une composante verticale. Les failles normales se produisent principalement dans les zones où la croûte s’étend, comme dans le cas d’une frontière divergente. Les failles inverses se produisent dans les zones où la croûte est raccourcie, par exemple à une frontière convergente. Les failles à glissement latéral sont des structures abruptes où les deux côtés de la faille glissent horizontalement l’un par rapport à l’autre ; les frontières transformantes sont un type particulier de faille à glissement latéral. De nombreux tremblements de terre sont causés par des mouvements sur des failles qui ont des composantes à la fois de glissement dip et de glissement strike ; on parle alors de glissement oblique.
Les failles inverses, en particulier celles qui se trouvent le long des frontières de plaques convergentes, sont associées aux tremblements de terre les plus puissants, les séismes mégathrustes, dont presque tous ceux de magnitude 8 ou plus. Les failles à glissement, en particulier les transformations continentales, peuvent produire des séismes majeurs jusqu’à une magnitude de 8 environ. Les séismes associés aux failles normales sont généralement de magnitude inférieure à 7. Pour chaque unité d’augmentation de la magnitude, l’énergie libérée est environ trente fois plus importante. Par exemple, un séisme de magnitude 6.0 libère environ 30 fois plus d’énergie qu’un séisme de magnitude 5.0 et un séisme de magnitude 7.0 libère 900 fois (30 × 30) plus d’énergie qu’un séisme de magnitude 5.0. Un séisme de magnitude 8,6 libère la même quantité d’énergie que 10 000 bombes atomiques comme celles utilisées pendant la Seconde Guerre mondiale.
Figure 3. Photo aérienne de la faille de San Andreas dans la plaine de Carrizo, au nord-ouest de Los Angeles
C’est ainsi parce que l’énergie libérée lors d’un séisme, et donc sa magnitude, est proportionnelle à la surface de la faille qui se rompt et à la chute de tension. Par conséquent, plus la longueur et la largeur de la zone faillée sont grandes, plus la magnitude résultante est importante. La partie supérieure, fragile, de la croûte terrestre et les dalles froides des plaques tectoniques qui descendent dans le manteau chaud sont les seules parties de notre planète qui peuvent stocker de l’énergie élastique et la libérer lors de ruptures de failles. Les roches plus chaudes que 300 degrés Celsius environ s’écoulent en réponse à une contrainte ; elles ne se rompent pas lors de séismes. Les longueurs maximales observées des ruptures et des failles cartographiées (qui peuvent se briser en une seule rupture) sont d’environ 1000 km. Les exemples sont les séismes du Chili, 1960 ; de l’Alaska, 1957 ; de Sumatra, 2004, tous dans des zones de subduction. Les plus longues ruptures sismiques sur des failles à glissement, comme la faille de San Andreas (1857, 1906), la faille nord-anatolienne en Turquie (1939) et la faille de Denali en Alaska (2002), sont environ deux à trois fois plus longues que les longueurs le long des marges de plaques en subduction, et celles le long des failles normales sont encore plus courtes.
Le paramètre le plus important contrôlant la magnitude maximale du séisme sur une faille n’est cependant pas la longueur maximale disponible, mais la largeur disponible, car cette dernière varie d’un facteur 20. Le long des marges de plaques convergentes, l’angle de pendage du plan de rupture est très faible, généralement d’environ 10 degrés. Ainsi, la largeur du plan à l’intérieur de la croûte fragile supérieure de la Terre peut devenir de 50 à 100 km (Japon, 2011 ; Alaska, 1964), ce qui rend possible les séismes les plus puissants.
Les failles coulissantes ont tendance à être orientées presque verticalement, ce qui entraîne une largeur approximative de 10 km à l’intérieur de la croûte fragile, donc les séismes de magnitude bien supérieure à 8 ne sont pas possibles. Les magnitudes maximales le long de nombreuses failles normales sont encore plus limitées car beaucoup d’entre elles sont situées le long de centres d’étalement, comme en Islande, où l’épaisseur de la couche fragile n’est que d’environ 6 km.
En outre, il existe une hiérarchie du niveau de contrainte dans les trois types de failles. Les failles de chevauchement sont générées par les niveaux de contrainte les plus élevés, le glissement de grève par les niveaux intermédiaires, et les failles normales par les niveaux de contrainte les plus bas. Ceci peut être facilement compris en considérant la direction de la plus grande contrainte principale, la direction de la force qui « pousse » la masse rocheuse pendant la formation de la faille. Dans le cas des failles normales, la masse rocheuse est poussée vers le bas dans une direction verticale, et la force de poussée (la plus grande contrainte principale) est égale au poids de la masse rocheuse elle-même. Dans le cas d’une poussée, la masse rocheuse « s’échappe » dans la direction de la contrainte principale la plus faible, c’est-à-dire vers le haut, ce qui soulève la masse rocheuse, la surcharge étant égale à la contrainte principale la plus faible. La faille coulissante est intermédiaire entre les deux autres types décrits ci-dessus. Cette différence de régime de contrainte dans les trois environnements de faille peut contribuer à des différences dans la chute de contrainte pendant la faille, ce qui contribue à des différences dans l’énergie rayonnée, indépendamment des dimensions de la faille.
Les tremblements de terre loin des frontières de plaque
Lorsque les frontières de plaque se produisent dans la lithosphère continentale, la déformation est répartie sur une zone beaucoup plus grande que la frontière de plaque elle-même. Dans le cas de la transformation continentale de la faille de San Andreas, de nombreux séismes se produisent loin de la limite de plaque et sont liés aux déformations développées dans la zone plus large de déformation causée par les irrégularités majeures du tracé de la faille (par exemple, la région du « Big bend »). Le séisme de Northridge a été associé au mouvement d’un chevauchement aveugle dans une telle zone. Un autre exemple est la frontière de plaque convergente fortement oblique entre les plaques arabe et eurasienne, à l’endroit où elle traverse la partie nord-ouest des monts Zagros. La déformation associée à cette limite de plaque est divisée en mouvements de sens de poussée presque purs, perpendiculaires à la limite sur une large zone au sud-ouest, et en mouvements de glissement de frappe presque purs le long de la faille principale récente près de la limite de plaque elle-même. Ceci est démontré par les mécanismes de focalisation des séismes.
Toutes les plaques tectoniques ont des champs de contraintes internes causés par leurs interactions avec les plaques voisines et les chargements ou déchargements sédimentaires (par exemple, la déglaciation). Ces contraintes peuvent être suffisantes pour provoquer une rupture le long des plans de faille existants, donnant lieu à des séismes intraplaques.
Séismes à foyer peu profond et à foyer profond
Figure 4. Bâtiment du Gran Hotel effondré dans la métropole de San Salvador, après le séisme peu profond de 1986 à San Salvador.
La majorité des séismes tectoniques prennent naissance au niveau de la ceinture de feu à des profondeurs ne dépassant pas les dizaines de kilomètres. Les séismes se produisant à une profondeur inférieure à 70 km sont classés comme séismes à foyer peu profond, tandis que ceux dont la profondeur focale est comprise entre 70 et 300 km sont communément appelés séismes à foyer moyen ou à profondeur intermédiaire. Dans les zones de subduction, où la croûte océanique plus ancienne et plus froide descend sous une autre plaque tectonique, des séismes à foyer profond peuvent se produire à des profondeurs beaucoup plus grandes (allant de 300 à 700 kilomètres).
Ces zones de subduction sismiquement actives sont connues sous le nom de zones de Wadati-Benioff. Les séismes à foyer profond se produisent à une profondeur où la lithosphère subduite ne devrait plus être fragile, en raison de la température et de la pression élevées. Un mécanisme possible pour la génération de tremblements de terre à foyer profond est la formation de failles causées par l’olivine subissant une transition de phase vers une structure de spinelle.
Séismes et activité volcanique
Les tremblements de terre se produisent souvent dans les régions volcaniques et y sont causés, à la fois par des failles tectoniques et par le mouvement du magma dans les volcans. Ces tremblements de terre peuvent servir d’avertissement précoce d’éruptions volcaniques, comme lors de l’éruption du mont Saint Helens en 1980. Les essaims de séismes peuvent servir de marqueurs de l’emplacement du magma en mouvement dans les volcans. Ces essaims peuvent être enregistrés par des sismomètres et des tiltmeters (un appareil qui mesure la pente du sol) et utilisés comme capteurs pour prédire les éruptions imminentes ou à venir.
Dynamique de la rupture
Un séisme tectonique commence par une rupture initiale en un point de la surface de la faille, un processus appelé nucléation. L’échelle de la zone de nucléation est incertaine, certaines preuves, telles que les dimensions de rupture des plus petits séismes, suggérant qu’elle est inférieure à 100 m, tandis que d’autres preuves, telles qu’une composante lente révélée par les spectres basse fréquence de certains séismes, suggèrent qu’elle est plus grande. La possibilité que la nucléation implique une sorte de processus de préparation est soutenue par l’observation qu’environ 40% des tremblements de terre sont précédés de pré-chocs. Une fois la rupture amorcée, elle commence à se propager le long de la surface de la faille. Les mécanismes de ce processus sont mal compris, en partie parce qu’il est difficile de recréer les vitesses de glissement élevées en laboratoire. De plus, les effets des forts mouvements du sol rendent très difficile l’enregistrement d’informations à proximité d’une zone de nucléation.
La propagation de la rupture est généralement modélisée à l’aide d’une approche de mécanique de la rupture, assimilant la rupture à une fissure de cisaillement à mode mixte qui se propage. La vitesse de rupture est une fonction de l’énergie de rupture dans le volume autour de la pointe de la fissure, augmentant avec la diminution de l’énergie de rupture. La vitesse de propagation de la rupture est de plusieurs ordres de grandeur plus rapide que la vitesse de déplacement à travers la faille. Les ruptures sismiques se propagent généralement à des vitesses comprises entre 70 et 90 % de la vitesse de l’onde S, et ce indépendamment de la taille du séisme. Un petit sous-ensemble de ruptures sismiques semble s’être propagé à des vitesses supérieures à la vitesse de l’onde S. Ces séismes à fort cisaillement ont tous été observés lors de grands événements de glissement. La zone exceptionnellement large des dommages coséismiques causés par le tremblement de terre de Kunlun en 2001 a été attribuée aux effets du bang sonique développé dans de tels séismes. Certaines ruptures sismiques se déplacent à des vitesses anormalement faibles et sont appelées séismes lents. Une forme particulièrement dangereuse de tremblement de terre lent est le tremblement de terre tsunami, observé lorsque les intensités ressenties relativement faibles, causées par la vitesse de propagation lente de certains grands tremblements de terre, ne parviennent pas à alerter la population de la côte voisine, comme lors du tremblement de terre de Sanriku en 1896.
Groupes de tremblements de terre
La plupart des tremblements de terre font partie d’une séquence, liée les uns aux autres en termes de localisation et de temps. La plupart des groupes de tremblements de terre consistent en de petites secousses qui ne causent que peu ou pas de dégâts, mais il existe une théorie selon laquelle les tremblements de terre peuvent se reproduire selon un schéma régulier.
Aftershocks
Une aftershock est un tremblement de terre qui se produit après un tremblement de terre précédent, le mainshock. Une réplique se situe dans la même région que le choc principal, mais elle est toujours de plus faible magnitude. Si une réplique est plus importante que le choc principal, la réplique est désignée comme le choc principal et le choc principal d’origine est désigné comme une réplique. Les répliques se forment au fur et à mesure que la croûte autour du plan de faille déplacé s’ajuste aux effets du choc principal.
Les essaims de tremblements de terre
Les essaims de tremblements de terre sont des séquences de tremblements de terre frappant dans une zone spécifique dans un court laps de temps. Ils se distinguent des séismes suivis d’une série de répliques par le fait qu’aucun séisme de la séquence n’est manifestement le choc principal, donc aucun n’a des magnitudes notablement plus élevées que l’autre. Un exemple d’essaim de séismes est l’activité de 2004 au parc national de Yellowstone. En août 2012, un essaim de tremblements de terre a secoué la vallée impériale de Californie du Sud, montrant l’activité la plus enregistrée dans la région depuis les années 1970.
Parfois, une série de tremblements de terre se produit dans ce qui a été appelé une tempête de tremblements de terre, où les tremblements de terre frappent une faille en grappes, chacune déclenchée par la secousse ou la redistribution des contraintes des tremblements de terre précédents. Semblables à des répliques, mais sur des segments de faille adjacents, ces tempêtes se produisent au cours des années, et certains des séismes les plus tardifs sont aussi destructeurs que les premiers. Un tel schéma a été observé dans la séquence d’une douzaine de séismes qui ont frappé la faille nord-anatolienne en Turquie au 20e siècle et a été déduit pour des groupes anormaux plus anciens de grands séismes au Moyen-Orient.
Lieux courants des séismes
Séismes et frontières de plaques
La plupart des séismes, mais pas tous, se produisent sur ou près des frontières de plaques. Une grande quantité de contrainte est concentrée et une grande quantité de déformation, dont une grande partie sous forme de rupture de la terre, a lieu aux endroits où deux plaques divergent, se transforment ou convergent l’une par rapport à l’autre.
La tension est la contrainte dominante aux frontières de plaques divergentes. Les failles normales et les vallées de rift comme les structures prédominantes liées aux séismes aux frontières de plaques divergentes. Les séismes aux limites de plaques divergentes sont généralement relativement peu profonds et, bien qu’ils puissent être dommageables, les séismes les plus puissants aux limites de plaques divergentes sont loin d’être aussi puissants que les séismes les plus puissants aux limites de plaques convergentes.
Les limites de plaques transformantes sont des zones dominées par le cisaillement horizontal, les failles coulissantes étant le type de faille le plus caractéristique. La plupart des frontières de plaques transformantes traversent une croûte océanique relativement mince, qui fait partie de la structure du plancher océanique, et produisent des séismes relativement peu profonds qui ne sont que rarement de grande magnitude. Cependant, lorsque les limites de plaques transformantes et leurs failles coulissantes traversent la croûte plus épaisse des îles ou la croûte encore plus épaisse des continents, il peut être nécessaire d’accumuler davantage de contraintes avant que les masses rocheuses plus épaisses ne se rompent, et la magnitude des séismes peut donc être plus élevée que dans les zones de limites de plaques transformantes confinées à la croûte océanique mince. Cela est évident dans des endroits comme la zone de faille de San Andreas en Californie, où une faille transformée traverse la croûte continentale et où les séismes dépassent parfois 7,0 de magnitude.
Les limites de plaques convergentes sont dominées par la compression. Les principales failles que l’on trouve dans les frontières de plaques convergentes sont généralement des failles inverses ou des failles de chevauchement, y compris une faille de chevauchement maîtresse à la frontière entre les deux plaques et généralement plusieurs autres failles de chevauchement majeures s’étendant à peu près parallèlement à la frontière des plaques. Les séismes les plus puissants qui ont été mesurés sont des séismes de subduction, dont la magnitude peut dépasser 9,0. Toutes les zones de subduction du monde sont exposées à des séismes de subduction dont la magnitude peut atteindre ou même dépasser 9,0 dans les cas extrêmes, et qui sont susceptibles de produire des tsunamis. Il s’agit notamment de la zone de subduction de Cascadia, dans le nord de la Californie et sur les côtes de l’Oregon et de Washington, de la zone de subduction des Aléoutiennes, dans le sud de l’Alaska, de la zone de subduction du Kamtchatka, dans le Pacifique russe, de la zone de subduction d’Acapulco, dans le sud du Pacifique mexicain, de la zone de subduction d’Amérique centrale, de la zone de subduction des Andes, de la zone de subduction des Antilles ou des Caraïbes, et des zones de subduction de l’Indonésie, du Japon, des Philippines, ainsi que de plusieurs autres zones de subduction dans l’ouest et le sud-ouest de l’océan Pacifique.
Séismes intraplaques
Certains séismes ont lieu loin des limites de plaques. Les tremblements de terre peuvent se produire partout où il y a suffisamment de contraintes dans la croûte terrestre pour pousser les roches à se rompre.
Par exemple, Hawaï se trouve à des milliers de km de toute limite de plaque, mais les volcans qui composent les îles se sont accumulés si rapidement qu’ils subissent encore une stabilisation gravitationnelle. Des secteurs des îles hawaïennes s’affaissent parfois le long de failles normales, produisant des séismes intraplaques. La plupart des séismes se produisent sur la grande île d’Hawaï, qui est composée des volcans les plus jeunes et les plus récents. Les archives géologiques montrent que certaines parties des îles les plus anciennes ont subi des effondrements majeurs au cours des derniers millions d’années, des sections des îles glissant jusqu’au fond de la mer dans des glissements de terrain floqués sur des failles normales peu profondes.
Un autre exemple est la région du Basin and Range de l’ouest des États-Unis, y compris le Nevada et l’est de l’Utah, où la croûte est soumise à des tensions. Des tremblements de terre s’y produisent sur des failles normales, loin à l’intérieur des terres des limites de plaques de la côte ouest. La tension de la croûte de la province du Basin and Range peut être en partie due à un système de dorsales médio-océaniques qui s’est subducté sous la Californie et se trouve maintenant sous le Basin and Range, provoquant une tension dans la lithosphère.
La région autour du parc national de Yellowstone subit également des séismes majeurs occasionnels sur des failles normales. Les tremblements de terre dans cette région peuvent être dus au point chaud de Yellowstone qui provoque une expansion thermique différentielle de la lithosphère dans une large zone autour du centre du point chaud.
Plusieurs villes de la côte Est, dont Boston, New York et Charleston en Caroline du Sud, ont connu des tremblements de terre dommageables au cours des deux derniers siècles. Les failles situées sous ces villes pourraient remonter au rifting de la Pangée et à l’ouverture de l’océan Atlantique qui a commencé il y a environ 200 millions d’années.
Dans la région de la ville de New Madrid, le long du Mississippi dans le sud-est du Missouri et l’ouest du Tennessee, de grands tremblements de terre se sont produits en 1811-1812. Des tremblements de terre mineurs à modérés continuent de s’y produire, ce qui laisse planer la possibilité que des tremblements de terre dévastateurs s’y produisent à nouveau à l’avenir. Le système de failles sous cette zone peut dater de périodes de collision et de rifting continental dans un lointain passé géologique, et les tensions récentes dans la croûte autour de New Madrid peuvent provenir de l’accumulation massive de sédiments dans la région du delta du fleuve Mississippi, qui s’étend au sud de cette zone.
Séismes et volcans
Les liens entre les séismes et les volcans ne sont pas toujours évidents. Cependant, lorsque le magma remonte sous un volcan, et lorsqu’un volcan est en éruption, il produit des tremblements de terre. Les tremblements de terre volcaniques sont distincts du type plus courant de tremblements de terre qui se produisent par rebond élastique le long des failles.
Les sismologues peuvent utiliser les modèles et les signaux des tremblements de terre provenant de sous les volcans pour prédire que le volcan est sur le point d’entrer en éruption, et peuvent utiliser les ondes sismiques pour voir qu’un volcan est en éruption même si le volcan est dans un endroit éloigné, caché dans l’obscurité, ou caché dans des nuages d’orage.
Les cheminées volcaniques, et les volcans en général, sont généralement situés le long de failles, ou à l’intersection de plusieurs failles. Les failles majeures qui existent déjà dans la croûte peuvent être des chemins naturels pour canaliser le magma ascendant. Cependant, sur les grands édifices volcaniques, les failles moins profondes sont un produit du développement du volcan. Il existe des effets de rétroaction entre la pression ascendante de la poussée du magma dans la croûte, la croissance des failles dans les zones volcaniques et la ventilation des volcans, ce qui n’est pas encore complètement compris.
Comme cela a été noté au début de cette section, les tremblements de terre ne sont pas tout à fait tous dus au glissement de blocs solides de roche le long des failles. Lorsqu’un volcan subit une puissante éruption pyroclastique – en d’autres termes, lorsqu’un volcan explose – il fait trembler la terre. Les tremblements de terre causés par une éruption volcanique explosive produisent un signal sismique différent de celui des tremblements de terre causés par le glissement le long des failles.
Un autre exemple de tremblements de terre qui sont causés au moins en partie par le mouvement du magma, plutôt que par le glissement de roches entièrement solides le long des failles, est celui des tremblements de terre déclenchés par le mouvement ascendant du magma sous un volcan, ou vers des niveaux plus élevés de la croûte, qu’il y ait ou non un volcan au sommet. Ce mouvement ascendant du magma dans la croûte est parfois appelé injection de magma. Les sismologues étudient encore les interactions entre le mouvement du magma dans la croûte, et les glissements connexes le long des failles qui peuvent être causés par la pression et le mouvement du magma.
Le cercle de feu
Le cercle de feu est une zone où un grand nombre de séismes et d’éruptions volcaniques se produisent dans le bassin de l’océan Pacifique. En forme de fer à cheval de 40 000 km (25 000 mi), il est associé à une série presque continue de tranchées océaniques, d’arcs volcaniques et de ceintures volcaniques et/ou de mouvements de plaques. Elle compte 452 volcans et abrite plus de 75 % des volcans actifs et dormants de la planète. On l’appelle parfois la ceinture circum-pacifique.
Figure 5. La ceinture de feu du Pacifique
Environ 90 % des séismes du monde et 81 % des plus grands séismes du monde se produisent le long de la ceinture de feu. La région suivante la plus active sur le plan sismique (5 à 6 % des séismes et 17 % des plus grands séismes du monde) est la ceinture des Alpides, qui s’étend de Java à Sumatra en passant par l’Himalaya, la Méditerranée et l’Atlantique. La dorsale médio-atlantique est la troisième ceinture sismique la plus importante.
Le Cercle de feu est le résultat direct de la tectonique des plaques et du mouvement et des collisions des plaques lithosphériques. La section orientale de l’anneau est le résultat de la subduction de la plaque de Nazca et de la plaque de Cocos sous la plaque sud-américaine qui se déplace vers l’ouest. La plaque des Cocos est subduite sous la plaque des Caraïbes, en Amérique centrale. Une partie de la plaque Pacifique ainsi que la petite plaque Juan de Fuca sont subductées sous la plaque nord-américaine. Le long de la partie nord, la plaque Pacifique, qui se déplace vers le nord-ouest, est subduite sous l’arc des îles Aléoutiennes. Plus à l’ouest, la plaque du Pacifique est subduite le long des arcs de la péninsule du Kamtchatka, au sud du Japon. La partie sud est plus complexe, avec un certain nombre de plaques tectoniques plus petites en collision avec la plaque Pacifique des îles Mariannes, des Philippines, de Bougainville, des Tonga et de la Nouvelle-Zélande ; cette partie exclut l’Australie, car elle se trouve au centre de sa plaque tectonique. L’Indonésie se situe entre le Cercle de feu, le long des îles du nord-est adjacentes à la Nouvelle-Guinée et incluant celle-ci, et la ceinture des Alpides, le long du sud et de l’ouest, à partir de Sumatra, Java, Bali, Flores et Timor. La célèbre et très active zone de faille de San Andreas en Californie est une faille transformante qui décale une partie de l’East Pacific Rise sous le sud-ouest des États-Unis et le Mexique. Le mouvement de la faille génère de nombreux petits tremblements de terre, à plusieurs reprises par jour, dont la plupart sont trop petits pour être ressentis. La faille active de la Reine-Charlotte, sur la côte ouest de Haida Gwaii, en Colombie-Britannique (Canada), a généré trois grands tremblements de terre au cours du 20e siècle : un événement de magnitude 7 en 1929, un séisme de magnitude 8,1 en 1949 (le plus grand tremblement de terre enregistré au Canada) et un séisme de magnitude 7,4 en 1970.
Vérifiez votre compréhension
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