aléa et risques sismiques · des balises au cours du temps. complémentaire de l’étude des...
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Aléa et risques sismiques Préparation à l’agrégation SV-STU, université Pierre & Marie Curie.
Leçon de contre-option (niveau général) de géologie.
Proposition de plan par : Mathieu Rodriguez, professeur agrégé en sciences naturelles et doctorant iSTeP.
Adresse mail : [email protected]
Introduction :
Définitions :
Séisme : propagation d’ondes élastiques associée à la rupture d’une roche sur un plan de faille.
Risque : dommage susceptible d’être subit par l’homme. Notion anthropocentrique. Un risque se
définit par son origine, sa nature, la façon dont il se propage, et dont il peut être éventuellement
réparé. Un risque est évalué selon sa probabilité, la gravité des dommages occasionnés, et la
connaissance que nous possédons de ce risque, connaissance qui nous permet d’y faire face. Notion
de magnitude : quantité d’énergie libérée par un phénomène.
Risque = aléa * vulnérabilité.
Risque = probabilité * conséquence.
Aléa : hasard, caractérise un phénomène imprévisible, dont nous ignorons les conditions
déterminantes. S’applique aussi à tout évènement dont nous savons qu’il se réalise dans certaines
conditions, mais dont nous ignorons si ces conditions sont réunies dans un cas bien précis. Quand ces
conditions nous échappent, on utilise une loi de probabilité : un évènement aléatoire est un
évènement qui obéit à une loi de probabilité. Le terme d’aléa est parfois confondu avec la notion de
contingence, qui peut s’appliquer aussi dans le cas des séismes. Dans le cadre d’une leçon de vulgarisation, nous
pouvons définir la contingence par « ce qui est et qui aurait pu ne pas être ». Ceci signifie que telle rupture sismique obéit à telles conditions
initiales, mais en d’autres temps, ou en d’autres lieux, elle aurait très bien pu être déterminée par d’autres conditions initiales. Ces
conditions initiales sont purement empiriques, et ne sont pas prévisibles par l’application d’une théorie générale. La contingence est une
notion relative : si l’avancée de la sismologie permet de fournir un jour un cadre théorique permettant de prédire les conditions de tous les
séismes pris dans leur diversité, alors le risque sismique cessera d’être perçu comme contingent. C’est un dernier sens du mot hasard : un
évènement est fortuit lorsqu’il ne peut être prédit par une théorie.
Vulnérabilité : quantité de vies humaines perdues ou de dommages économiques estimés
pour une région donnée.
*Situer l’intensité du risque sismique par rapport aux autres risques (doc p9 in « Les risques naturels
majeurs », Schneider & Lefèvre).
*localiser sur une carte les zones sismiques (planche couleur de la sismicité mondiale in Larroque et
Virieux). Zones actives : limites de plaques + anciennes limites de plaques à l’intérieur des plaques
actuelles ( ex. le long des décrochements armoricains en France).
*Importance du risque sismique : 5 millions de morts depuis l’an mille, 25000 morts /an en moyenne
au cours du 20° siècle.
Séismes récents : Izmit & Düzce, en turquie (1999), 15000 morts ; Boumerdès en Algérie (2004) ;
Sumatra (2004) ; Padang (2009) pour l’Est asiatique.
*Rappels du grand séisme de Lisbonne, le 1° novembre 1755, 30 à 60 000 morts selon les
estimations. Remise en question par Voltaire de la nature divine des catastrophes naturelles,
description des dégâts dans « Candide » ; remise en question des thèses optimistes de Leibniz.
Rousseau remarque que si les constructions avaient été plus adaptées, et si les populations n’étaient
pas concentrées dans les grandes zones à risque, l’ampleur de la catastrophe aurait été moindre.
Début de la notion de risque et de prévention.
Le séisme de Lisbonne a été accompagné d’un tsunami, dont l’origine reste encore discutée (rejet de
plusieurs fragments de faille ?
Il existe donc des risques associés aux séismes.
*Comment se manifeste un séisme ? Comment mesurer un séisme et le caractériser ? Comment se
fait la rupture du plan de faille et quelles en sont les causes ?
*Quels sont les témoins des séismes dans l’actuel et le passé?
*La sismicité dans le monde et la place de la France. Comment gérer le risque sismique ? Etude de
cas.
Plusieurs plans sont possibles, mais tous doivent intégrer ces questions essentielles. Vous pouvez
commencer par l’étude détaillée d’un séisme de votre choix. Mais il faut avoir repéré les photos avant
la leçon… »Les tremblements de terre en France » est utile pour une telle démarche…
1) Les séismes : origines, observations, et méthodes d’étude.
A) Les enregistrements des séismes : à la recherche de la signature du
phénomène.
a. La signature des séismes et des phénomènes associés dans la morphologie d’une
région. Impact sur les populations.
*Quelques références bibliographiques : Exemples en couleurs d’affleurements in
Larroque et Virieux. Exemples en N&B dans Philip et coll. Exemples dans
« géodynamique méditerranéenne » de Jolivet et al. (partie rédigée par B. Meyer)
Identification de faille dans le paysage. Nuancer toutefois, une activité sismique ne
se matérialise pas toujours par une rupture et un rejet bien visibles dans le paysage
(Article la recherche : « Cherchez la faille » de B. Meyer et R. Armijo)
*Tsunamiites, cicatrices de glissements de terrain.
*Photos de constructions dévastées.
*Notion d’intensité. Insister sur l’anthropocentrisme du concept. Document : échelle
EMS 92, in Schneider & Lefèvre, p 28.
b. Mise en évidence des ondes sismiques : le sismogramme.
*Principe du sismographe ; reconnaissance des différents types d’ondes (in Larroque &
Virieux). Les ondes de surface (Love et Rayleigh) sont les plus dévastatrices.
*Notion de magnitude : fonction de la quantité de déplacement du sol lors du passage du
séisme, estimée proportionnelle à l’énergie libérée. Echelle logarithmique. Document
« énergie et magnitude de quelques séismes » p30 in Schneider & Lefèvre.
*Méthodes de localisation de la rupture : notion de foyer et d’épicentre. Principe des
hodochrones, basé sur la différence de temps entre l’enregistrement des ondes P et des
ondes S (la différence de temps étant convertie en distance). Au minimum 4 stations
sismiques nécessaires.
c. Mécanismes au foyer et différents types de failles.
A partir de l’analyse de sismogrammes, détermination de l’orientation du plan de
faille et des contraintes. Méthodologie in Larroque & Virieux, p86.
d. Les apports des systèmes GPS et de l’interférométrie.
Planche couleur in Larroque & virieux d’un interférogramme du séisme de Landers
en 1992. Doc équivalent in « la terre vue de l’espace » de Cazenave et Massonnet +
principe de l’interférométrie.
GPS : positionnement de balise de part et d’autre d’une faille. Suivi du déplacement
des balises au cours du temps. Complémentaire de l’étude des mécanismes au foyer.
Utile pour les failles plurikilométriques. Limite : difficile de poser des balises GPS
dans les océans…
B) Caractérisation de la rupture du plan de faille.
a. Détermination du domaine de contraintes nécessaires à la rupture : le cercle de
Mohr.
Les expériences en presse triaxiale permettent d’appliquer, sur un échantillon
homogène donné, un régime de contrainte défini, et d’étudier le comportement
mécanique d’une catégorie de roche. Dans la nature, les roches subissent des
ruptures, qui se propagent selon un plan de faiblesse, et génèrent des séismes et/ou
des glissements de terrain. C’est ce plan de faiblesse dont les mesures des
paramètres géotechniques réalisées en presse triaxiale nous permettent de
déterminer l’orientation. Sur une surface de glissement entre deux solides, on définit
la contrainte normale (σn) à la surface et la contrainte cisaillante (τ). Le glissement se
produit lorsque la contrainte limite τc est atteinte. La valeur de τc nous est donnée
par le critère de Coulomb-Navier : τc = c’+µ σn, où c’est la cohésion et µ le coefficient
de frottement interne. D’autre part, les mesures en presse nous donnent la valeur
des contraintes minimales σ3 et maximales σ1. Par une série de projections
trigonométriques, on peut montrer que le cercle dont le diamètre est la distance
entre σ3 et σ1 sur l’axe des contraintes normales est appelé le cercle de Mohr. Dans
une représentation τ=f(σ), il est possible de représenter sur le même graphe le
critère de Coulomb Navier et le cercle de Mohr. La rupture se déclenche pour les
valeurs de contrainte normale correspondant au point où le critère de Coulomb-
Navier fait la tangente avec le cercle de Mohr.
Pour des compléments d’informations sur le cercle de Mohr, je vous recommande
le chapitre consacré dans l’ouvrage « entre sel et terre », de J.P. Brun et coll.
b. La notion de magnitude de moment.
Cas particulier de la magnitude de moment. Mo= µ.S.r ; où µ= coefficient de rigidité,
S= surface du plan de faille, r= rejet associé au glissement le long du plan de faille.
Implications : la magnitude de moment est proportionnelle à la surface du plan de
faille. Connaissant la magnitude de moment, on sait quelle surface de faille est
impliquée dans un évènement sismique donné. Lorsque plusieurs failles sont
candidates, celle dont le plan a la surface qui correspond est celle qui a bougé.
Cependant, il existe des cas où le séisme est lié au fonctionnement de différents
fragments de faille. Il faut alors faire appel à la modélisation…
2) Les marqueurs de la sismicité passée dans les formations
géologiques, ou comment estimer la récurrence de la sismicité
dans une région.
A) Autopsie dune zone sismique dans le temps.
a. Précurseurs et répliques, essaims. philip et coll., p 37.
b. Comment se propage la rupture ?
Les séismes composés. Rupture de plusieurs segments de faille lors du même
évènement.
Rôle des aspérités/hétérogénéités dans la propagation de la rupture
Les séismes impliquant des failles proches à intervalles de temps proches.
c. Notion de cycle sismique.
In Larroque & Virieux. Illustrer avec le cas de la faille nord anatolienne, d’après le
doc p 42 in Philip et coll. Propagation de la rupture suit le tracé de la faille. Elle
est l’image de la façon dont les contraintes se répartissent après un séisme.
Attention, cycle ne signifie pas rythme, ni fréquence.
Corolaire : nécessité de remonter dans le temps pour établir le cycle sismique
d’une région donnée.
B) Sismicité historique et archéosismicité.
Etude de la sismicité historique à partir des déformations observées sur les sites
archéologiques, ou des archives historiques, des peintures…
Datation des séismes.
Ex. si on trouve de la monnaie sous les décombres d’un bâtiment qui s’est écroulé sous
l’effet d’un séisme, alors la date gravée sur la monnaie permet de dater le séisme, à une
précision égale au temps de circulation de la monnaie.
Ex. destruction du colosse de Rhodes, du phare d’Alexandrie, du mausolée d’Halicarnasse
par des séismes.
Autres exemples et photos in Philip & coll., in Schneider et coll. Voir aussi « les
tremblements de Terre en France », auteurs ???
C) Paléosismicité & stratigraphie évènementielle.
Les séismites. Philip et coll., p151.
Failles et microtectonique. Figure de liquéfaction, de boudinage. Bréchification.
Ex. les spéléothèmes fracturés dans les grottes du Languedoc.
Importance des phénomènes co-sismiques :
Dans le domaine marin : les turbidites. Problème : il faut prouver que le courant de
turbidité a bien été déclenché par un séisme, et non une autre cause (ex. une tempête
en domaine côtier). Il y a aussi parfois plusieurs séismes candidats au déclenchement
d’un même courant de turbidité.
Dans le marin et le continental, dépôt de masses glissées. Approche stratigraphique.
Complémentarité avec les méthodes de datation classiques, telles que la
radiochronologie par ex.
Cas des coraux : les séismes induisent souvent une remontée du socle sur lequel
grandissent les coraux. Cette remontée est enregistrée dans leur « cernes » de
croissance. Calibré avec le système U/Th, on peut dater les séismes.
3) Prédire et prévenir le risque sismique et les risques associés. A) Les stratégies de prédiction.
*précurseurs, émissions de radon, déformations du sol, comportement de panique des
animaux…peu efficaces ; donnent des indications a posteriori sur le séisme.
*l’aléa à l’échelle globale :
_ Zones de subduction : les séismes de surface sont les plus violents. Notion de
lacune sismique ( !!!valable uniquement pour les zones de subduction).
_ Zones en extension : risque faible en général, en raison de l’effet du flux thermique
sur la rhéologie des matériaux.
_ Zones transformantes et décrochantes. Cas de la faille des Açores, candidate pour
le séisme de Lisbonne. Cas des décrochements associés à l’extrusion latérale du bloc
tibétain.
*à l’échelle régionale :
_ notion de faille active et de faille capable (=susceptible de se rompre)
*A l’échelle locale : prise en compte de l’effet de site.
B) Les stratégies de prévention.
Pour ses deux sous parties, se référer à Schneider & Lefèvre, ou Philip et coll.
Vous pouvez vous inspirez des cas récents expliqués dans l’annexe bibliographique joint
avec la correction.
C) Le risque sismique en France par rapport au reste du monde
In Schneider et Lefèvre.
D) Les séismes constituent-ils le risque sismique majeur ?
Discuter des dégâts propres aux séismes, et des dégâts propres aux séismes associés.
Exemple : les tsunamis en mer de marmara sont plus l’effet des turbidites que du rejet
de la faille les ayant déclenchés.
Conclusion :
_ différentes échelles de temps pour étudier les séismes, d’où différentes démarches.
_ On ne peut pas prévoir les séismes, donc nos sociétés demeurent très vulnérables à ce risque.
_ Risque associé aux tsunamis.
_ Comparaison avec l’aléa et le risque volcanique, qui lui commence à être bien contraint.
« géodynamique méditerranéenne » de Jolivet et al., Vuibert
« Géophysique de la Terre Solide » Larroque et Virieux, GIB.
« Les risques naturels majeurs », Schneider & Lefèvre, GIB.
»Les tremblements de terre en France »… ???
Article la recherche 279 : « Cherchez la faille » de B. Meyer et R. Armijo
« la terre vue de l’espace » de Cazenave et Massonnet, Belin.
« entre sel et terre », de J.P. Brun et coll., Vuibert
« Séismes et risques sismiques » , H. Philip & coll., Dunod.
LE SEISME DE LAMBESC DU 11 JUIN 1909 : CONTEXTE GEOLOGIQUE ET STRUCTURAL DU
DERNIER « GROS » SEISME DE FRANCE METROPOLITAINE (46 MORTS, BOUCHES-DU-RHONE)
Pierre Thomas Laboratoire de Sciences de la Terre, ENS Lyon
Publié par
Olivier Dequincey
27 - 05 - 2009
Résumé
Le tremblement de terre provençal de 1909 à Lambesc, 100 ans après.
Table des matières
Les dégâts
Les études sismologiques
Le contexte géologique et tectonique du séisme de Lambesc
À la recherche de la faille active responsable du séisme de 1909
L'influence régionale du raccourcissement à l'origine du séisme de 1909
Synthèse finale
Figure 1. Couverture du Petit Journal relatant le séisme de Lambesc du 11 juin
1909
Le 11 juin 2009, on pourra se rappeler ce séisme centenaire.
Il y a cent ans, le 11 juin 1909 vers 21h15, eut lieu le dernier tremblement de terre très
meurtrier en France métropolitaine. Ce séisme se produisit au Nord des Bouches-du-
Rhône, à 20 km au NO d'Aix en Provence. Il fit 46 morts et au moins 250 blessés.
Plusieurs milliers de logements ont été détruits ou endommagés gravement (dont 1 500
à Aix-en Provence). Le village de Lambesc fut entièrement détruit. Rappelons que la
dernière victime pour cause de séisme en France métropolitaine est morte en 1967, lors
du séisme dit d'Arette (Pyrénées Atlantiques) où une vieille dame mourut.
À l'occasion de ce centième anniversaire, cet article de compilation résume rapidement
ce que l'on sait de ce séisme, appelé séisme de Lambesc, ou encore de Rognes-Lambesc,
et surtout de son contexte géologique et structural. Cette compilation utilise
principalement des travaux de l'Université d'Aix-Marseille 3 (Université Paul Cézanne) et
de l'IPGP, plus d'autres organismes… Les sources sont indiquées pour chaque figure ou
citation.
LES DEGATS
Le séisme de Lambesc de 1909 est le plus important séisme survenu en France depuis
longtemps. Son intensité maximale est estimée à IX sur l'échelle MSK (10 sur l'échelle de
Mercalli utilisée à l'époque), ce qui correspond à des dommages généralisés aux
constructions. Il fit 46 morts et des centaines de blessés. Sa magnitude est estimée à 6,2
sur l'échelle de Richter. Rappelons que le séisme de L'Aquila d'avril 2009 en Italie
centrale qui fit 246 morts avait une magnitude de 6,3.
Un rapport décrivant précisément ces dégâts (note sur le tremblement de terre de
Provence du 11 juin 1909, par M. le commandant Spiess, membre de la Société
Géologique de France) est disponible sur le site du réseau sismique de l'Université de
Marseille 3. On peut notamment y lire « Les communes les plus éprouvées : Lambesc,
Saint-Cannat, Rognes, Puy-Sainte-Réparade, Venelles, Aix (partie nord), la Barben-
Pélissanne sont situées dans la dépression comprise entre le massif des Côtes et les
collines de la Fare, ainsi que dans la chaîne de la Trévaresse qui, après le Miocène, est
venue barrer la partie orientale de cette dépression. La ville de Salon, où les dommages
ont été également très sérieux, se trouve á l'issue ouest de cette région déprimée ».
Cent ans après, il existe encore de nombreuses photographies de ces destructions, dont
certaines ont donné lieu à l'époque à l'édition de cartes postales, dont on retrouve
plusieurs exemplaires sur le web.
Figure 2. Carte postale d'époque montrant des dégâts à Rognes (juin 1909)
Dégâts liés au séisme de Lambesc, 11 juin 1909.
Source de l'image : Plan Séisme
Figure 3. Carte postale d'époque montrant des dégâts à Rognes (juin 1909)
Dégâts liés au séisme de Lambesc, 11 juin 1909.
Source de l'image : Académie de NIce
Figure 4. Carte postale d'époque montrant des dégâts à Lambesc (juin
1909)
Dégâts liés au séisme de Lambesc, 11 juin 1909.
Source de l'image : Réseau sismologique des Alpes
Figure 5. Carte postale d'époque montrant des dégâts à Salon de Provence (juin 1909)
Dégâts liés au séisme de Lambesc, 11 juin 1909.
Source de l'image : Académie de Nice
Une étude a été menée sous la direction du Ministère de l'Environnement en 1982. Cette
étude consistait à effectuer une simulation d'impact d'un séisme équivalent à celui de
1909 qui aurait eu lieu en 1982 au même endroit, mais avec le plan d'occupation des sols
de 1982. Cette simulation se justifiait par le fait que, statistiquement, un séisme d'une
telle ampleur se produit en moyenne une fois par siècle en France métropolitaine. Cette
simulation visait à déterminer toutes les conséquences de cette catastrophe virtuelle,
aussi bien sur le plan humain que sur le plan matériel et économique. Cette région d'une
superficie de 700 km2, regroupait 22 communes et 100 000 habitants en 1982. Les
conclusions de cette étude sont présentées dans le tableau ci-dessous.
Figure 6. Comparaison des dégâts 1909 et des dégâts prévisibles simulés en
1982 dans la région de Lambesc
D'après Le risque sismique, Délégation aux Risques Majeurs, Ministère de l'environnement, 1982.
Il s'agit des dégâts correspondant à la situation économique de 1982, mais les sommes (indiquées en francs, valeur de 1982 sur le document original, ont été modifiées en tenant compte (approximativement) de l'inflation entre 1982 et 2009, et en les convertissant en euros. Cette simulation montre que les dégâts dus à ce séisme représenteraient 0,7% du budget de l'état et 600% du budget de la région P.A.C.A. en 1982, et ceci pour un tremblement de terre somme toute mineur, touchant une région relativement peu urbanisée et industrialisée.
La très forte croissance économique de la région entre 1982 et aujourd'hui fait que les dégâts humains et matériels seraient beaucoup plus élevés aujourd'hui.
Source : EOST - Strasbourg
LES ETUDES SISMOLOGIQUES
Les dégâts observés permettent de bien estimer l'intensité de ce séisme : elle a atteint 9
à 10 sur l'échelle MSK, anciennement échelle de Mercalli (échelles graduées de 1 à 12).
Ce séisme fut suffisamment important pour être enregistré par une trentaine de stations
sismologiques en France et en Europe, bien qu'ayant eu lieu en 1909. Cela a permis de
montrer qu'il s'agissait d'un séisme superficiel (profondeur du foyer < 10 km), d'une
magnitude estimée à 6,2. Pour comparaison, rappelons que le séisme de L'aquila du 6
avril 2009 dans les Abruzzes, qui fit 246 morts, avait une magnitude voisine de 6,3.
L'abondance des témoignages recueillis et des études sur place a permis d'établir des
cartes isosismiques.
Figure 7. Position (sur image satellite) des zones de dégâts ayant permis d'établir des
cartes d'isoséistes pour le séisme de Lambesc de juin 1909
Il s'agit de la compilation de différentes sources, d'où la
Figure 8. Carte des isoséistes du tremblement de terre de Lambesc de juin
1909
Les chiffres romains rouges indiquent l'intensité (échelle de
complexité/variété de forme/taille des figurés. Les intensités MSK représentées vont de 9 (couleur rouge) à 6 (couleur
bleue).
Source de l'image : IPGP, Lacassin et al. 2001.C.R.Acad.Sc.,
numéro spécial Failes et Séismes, 2001 série II, tome 333, p
571-581
Mercalli, celle utilisée à l'époque).
Cette carte montre que de nombreuses grandes
agglomérations actuelles (Salon de Provence, Aix en
Provence…) subiraient de très sérieux dégâts si un tel séisme
se reproduisait aujourd'hui.
Source de l'image : Réseau sismologique de Provence
La note du commandant Spiess (disponible sur le site du réseau sismique de l'Université
de Marseille 3) indique aussi ce qui est maintenant « classique » : l'influence du
substratum sur l'ampleur des dégâts : « On remarque également que ce sont les localités
bâties sur les terrains tertiaires et quaternaires qui ont le plus souffert ; celles établies
sur les terrains secondaires ont été en général beaucoup moins atteintes. D'une manière
générale, les édifices construits sur des roches solides, telles que les calcaires compacts,
ont beaucoup mieux résisté que ceux reposant sur des terrains moins consistants ».
LE CONTEXTE GEOLOGIQUE ET TECTONIQUE DU SEISME DE LAMBESC
Le contexte géologique et tectonique de cette partie de la Provence est relativement
simple. La région est constituée de terrains mésozoïques ayant subi l'orogenèse pyrénéo-
provençale (raccourcissement N-S avec formation de plis E-O, accompagnés de
chevauchements, avec un maximum des déformations à l'Eocène). L'ensemble est
recouvert en discordance par des terrains continentaux et marins de l'Oligocène et du
Miocène. Ces terrains sont eux-mêmes impliqués dans une tectonique plicative et/ou
chevauchante modérée mais réelle ; par exemple, les célèbres chaînons du Lubéron
chevauchent le Miocène situé juste au Sud.
La géologie des environs du séisme telle que la représente les cartes géologiques
1/50 000 du BRGM (Salon de Provence et Pertuis) est assez simple : terrains oligocènes
et miocènes relativement peu déformés présentant des pendages non nuls (mais faibles,
et non indiqués sur les cartes géologiques, et localement forts au voisinage des failles) en
discordance sur le Mésozoïque. La seule faille cartée notable (susceptible d'être à l'origine
du séisme de 1909) est connue sous le nom de la faille de la Trévaresse, au Sud du
chaînon du même nom, faille qui met en contact de l'Oligocène (au Nord) et du Miocène
(au Sud). Observer ou localiser en détail cette faille est difficile en raison des mauvaises
conditions d'affleurement. Cette faille correspond à un dénivelé ; mais ce dénivelé
topographique pourrait correspondre autant à une érosion différentielle plus faible au
Nord (calcaire) qu’au Sud (sables et marnes) qu’à la manifestation de mouvements
récents. La preuve de la difficulté de la localisation précise de cette faille est la non-
continuité des tracés de la faille dessinés à la limite des cartes 1/50 000 de Salon de
Provence et du Pertuis (cf. montage des cartes ci-dessous).
Une « curiosité » géologique de la région se trouve dans la zone affectée par le séisme,
bien que n'ayant aucun rapport avec ce séisme : le volcan de Beaulieu, l'une des
principales manifestations du très (trop !) méconnu volcanisme miocène de Provence.
Figure 9. Montage des cartes géologiques des lieux où l'intensité du séisme de
Lambesc de 1909 fut maximale
Le Jurassique est figuré en bleu, le Crétacé en vert plus ou moins brun, l'Oligocène en rose, orange et saumon, et le Miocène en jaune. Le volcan basaltique de Beaulieu est figuré en bleu foncé, au centre Nord de la carte. La
position (approximative) de l'épicentre du séisme de Lambesc de 1909 est localisée par le cercle rouge.
La seule faille notable (susceptible d'être à l'origine du séisme de 1909) est connue sous le nom de la faille de la Trévaresse et a été surlignée en noir. Elle met en contact de l'Oligocène (au Nord) et du Miocène (au Sud). Carter précisément cette faille est suffisamment difficile pour qu'il n'y ait pas une bonne continuité de la faille entre la carte de Salon de Provence (à l'Ouest) et celle de Pertuis (à l'Est). Cette non-continuité se voit très
bien au centre de la figure, où la limite entre les deux cartes se note aussi dans les changements de couleurs.
D'après : Google - BRGM
Figure 10. Gros plan sur la partie orientale de la faille de la Trévaresse (au
centre des images), en vue oblique avec carte géologique
On voit très bien sur l'image satellite les mauvaises conditions d'affleurement. Cette faille correspond à une limite culture/forêt, et à un dénivelé topographique, dont l'origine pourrait être double : (1) remontée
tectonique différentielle récente du compartiment Nord, et/ou (2) résistance à l'érosion plus grande des calcaires oligocènes de la Trévaresse (g3) que des marnes et sables miocènes (m3).
Source : Google - BRGM
La région des Bouches-du-Rhône, comme tout le Sud de la France, est une région de
tectonique récente (et active) et de sismicité modérée, mais non nulle. La figure suivante
localise les principaux séismes régionaux historiques, les mécanismes au foyer quand
ceux-ci ont pu être établis, et les zones de déformations quaternaires (failles, axes de
plis, zones de soulèvement…). Tout cela montre que la région subit actuellement un
raccourcissement Nord-Sud et/ou une élongation Est-Ouest.
Figure 11. Carte des objets et événements tectoniques quaternaires de
Provence
Sont représentées sur fond d'image satellite : (1) les zones en soulèvement (teintes plus foncées), (2) les failles et axes de plis, (3) la localisation des épicentres historiques, dont celui de Lambesc en 1909, (4) les
mécanismes au foyer (FN = faille normale et FI = faille inverse).
La région semble subir un raccourcissement N-S et/ou une élongation E-O, se traduisant par des failles inverses et des axes de plis E-O, des failles normales N-S, des décrochements dextres SO-NE.
Source de l'image : IPGP, Lacassin et al. 2001.C.R.Acad.Sc., numéro spécial Failes et Séismes, 2001 série II, tome 333, p 571-581
À LA RECHERCHE DE LA FAILLE ACTIVE RESPONSABLE DU SEISME DE 1909
Les sismologues de l'époque n'ont pas décrit de mouvements traduisant le jeu superficiel
d'une faille. Aucun nouveau petit escarpement ou miroir visible n'ont été identifiés.
La note du commandant Spiess (disponible sur le site du réseau sismique de l'Université
de Marseille 3) indique : « il résulte des observations faites qu'en dehors des
affaissements tout á fait locaux, survenus dans quelques terrains peu consistants et dans
les remblais, notamment dans ceux des voies de communication, il ne s'est produit nulle
part de dénivellation permanente du sol, soit par exhaussement ou affaissement de
terrain, soit par production de failles. Si des failles ont rejoué ce ne peut être qu'en
profondeur, car elles n'ont laissé aucune trace visible á la surface du sol. La répétition
des nivellements de précision antérieurement exécutés dans la région, effectuée par le
Service du Nivellement général de la France, a d'ailleurs montré que dans l'ensemble le
sol de la Provence n'avait subi du fait du séisme aucun changement appréciable
d'altitude ».
La figure suivante montre à quoi ressemblent les manifestations superficielles du jeu
sismique d'une faille, manifestations absentes à Lambesc.
Figure 12. Exemples de manifestations de surface lors de séismes importants et
récents en Nouvelle Zélande et Arménie
Manifestations dues aux mouvements de la faille responsable du séisme, quand ceux-ci atteignent la surface.
Sur l'image de gauche, on ne voit qu'un nouvel escarpement métrique survenu lors du séisme d'Edgcumbe (Nlle Zélande) en 1987. Dans ce cas, on ne voit pas le miroir proprement dit, mais seulement le dénivelé d'environ 1 m et la dislocation du sol à l'aplomb de la faille cause de ce dénivelé acquis pendant la durée du séisme. Sur
l'image de droite, et c'est beaucoup plus exceptionnel (quasi absence de sol), on voit le miroir de faille proprement dit et le décalage métrique qui s'est fait pendant le séisme de 1988 à Spitak (Arménie).
Aucune manifestation de ce type, même de faible ampleur, n'a été décrite après le séisme de Lambesc en 1909.
Source (Nlle Zélande et Arménie): BRGM
Les témoignages de l'époque montrent que (1) soit de tels mouvements superficiels n'ont
pas eu lieu et que les mouvements à l'origine du séisme de 1909 n'ont eu lieu qu'en
profondeur, (2) soit ces mouvements superficiels étaient trop faibles et avaient eu lieu
dans des sites trop peu accessibles pour avoir été repérés à l'époque. Il est à noter que
la nouvelle ligne du TGV Méditerranée passe à 4 km à l'Ouest de Lambesc. Les mesures
ultra-précises de nivellement faites à cette occasion permettront de bien localiser la faille
après son futur rejeu.
En l'absence de manifestation de surface, savoir quelle faille a joué lors du séisme de
1909, en particulier si c'était la faille de la Trévaresse ou une autre faille moins visible, a
été un véritable « jeu de piste ».
1er Indice : la forme allongée des isoséistes.
Les isoséistes délimitent des zones allongées, orientées ONO-ESE, ce qui suggère que la
faille responsable du séisme ait cette orientation. Or, cette orientation est celle de la
faille de la Trévaresse.
2ème Indice : une rupture de pente et un « scarplet » dans la zone de la faille de
la Trévaresse.
Les lignes isoséistes entourent la chaîne de la Trévaresse, bombement anticlinal post-
Miocène long de 15 km. Une pente raide, haute de plusieurs dizaines de mètres, marque
le flanc Sud de ce pli. À sa base, un escarpement plus raide, avec, localement une
« marche d'escalier » fraîche (un « scarplet » frais) faisant face au Sud, pourrait
correspondre à l'émergence en surface de ruptures co-sismiques successives. La dernière
de ces ruptures aurait pu se produire en 1909 mais aurait été trop faible pour être
remarquée par les observateurs de l'époque. L'ensemble de ces données morphologiques
permettent de proposer que le séisme de 1909 ait réactivé une faille à pendage Nord
située sous l'anticlinal de la Trévaresse, au voisinage du tracé cartographique de la Faille
de la Trévaresse.
Figure 13. Série de profils topographiques détaillés sur le versant Sud de la
montagne de la Trévaresse
Ce sont les profils A et B de la zone 3 qui sont le plus parlant. L'allure générale du versant est un plan incliné vers le Sud, ou plus précisément de 2 plans identiquement inclinés séparés par un « scarplet » (marche
d'escalier) d'une quinzaine de mètres de dénivelé. Ce « scarplet » pourrait correspondre à l'émergence en surface de ruptures co-sismiques successives, dont la dernière aurait eu lieu en 1909.
D'après l'image : IPGP, Lacassin et al. 2001.C.R.Acad.Sc., numéro spécial Failes et Séismes, 2001 série II, tome 333, p 571-581, modifié
3ème Indice et quasi-preuve : les études en tranchées paléo-sismologiques.
Quand aucun affleurement naturel ne permet d'étudier en détail ce qui se passe sur le
tracé d'une faille (ou d'une supposée faille), on effectue une ou des tranchées qui
permettent d'identifier des petits décalages de terrains masqués par le sol, de remarquer
des variations d'épaisseurs de sédiments (ou d'éboulis) montrant un jeu syn-
sédimentaire de la faille, de trouver des niveaux « datables » (par exemple des paléosols
riches en matière organique datables par la méthode 14C) pour estimer des vitesses
moyennes des déformations...
Les études précédant le creusement de la tranchée ne doivent pas se contenter d’étudier
quelques mètres de part et d’autre de la faille majeure supposée, car souvent des failles
annexes se « greffent » sur la faille majeure et peuvent affleurer à quelques dizaines ou
centaines de mètres de la faille principale. Après des études poussées de topographie,
géophysique… de détail, les équipes de sismologie de Marseille et de Grenoble
(coordonnées par Dominique Chardon, du CEREGE ont proposé que deux failles annexes
se raccordent à la branche principale de la faille de la Trévaresse, et que c’était l’une
d’elle (la faille de l’Ermitage) qui avait probablement rejoué lors des séismes les plus
récents, dont celui de 1909. Ils ont fait effectuer une tranchée perpendiculaire au tracé
supposé de la faille de l’Ermitage, située à 400 m au Nord de la branche principale de
faille de la Trévaresse. Cette tranchée de 50 m de long permet de voir que cette faille de
l’Ermitage correspond en fait à quatres mini-failles. Et dans trois ce ces quatre mini-
failles, des terrains d’âge tortonien (Miocène supérieur datant de –11 à –6 Ma)
chevauchent des terrains datant du Quaternaire récent (cône alluvial). Le secteur de la
faille de la Trévaresse est bien une zone de faille active !
Figure 14. Schéma interprétatif de la zone de faille de la Trévaresse
(A) Schéma d’ensemble. Sur la branche principale de la faille de la Trévaresse (TF) se branchent deux failles secondaires : la faille de La Fauchonne (FF) et la faille de l’Ermitage (EF). C’est au niveau de cette faille de l’Ermitage qu’a été creusée une tranchée de paléo-sismologie. (B) Schéma interprétatif des résultats de la
tranchée de paléo-sismologie. Trois mini-failles (3A, 3B et 3C) font chevaucher le Miocène supérieur (Tortonien) sur des dépôts alluviaux récents. C’est au niveau de la faille 3A que ce chevauchement (à vergence Sud) a le
plus d’ampleur. La figure suivante détaille cette zone 3A.
D’après Chardon et al, dans Geology, novembre 2005; v. 33; no. 11; p. 901-904, modifié
Figure 15. Vue générale et schéma interprétatif de la tranchée paléo-
sismologique creusée en travers de la faille de l'Ermitage
Tranchée correspondant à la mini-faille 3A de la figure précédente.
Dans la paroi gauche de la tranchée visible sur la photo (celle dont le schéma interprétatif est figuré à droite), on voit bien une discontinuité séparant un compartiment supérieur jaune clair d'un compartiment inférieur plus
roux. Le compartiment supérieur est constitué de Tortonien (Miocène), le compartiment inférieur de Quaternaire supérieur. Des observations détaillées montrent qu'il n'y a pas une faille unique, mais un ensemble de petites failles anastomosées. Le décalage d'une croûte pédologie (calcrète) actuelle ou subactuelle montre
l'âge extrêmement récent du dernier mouvement superficiel. Mais on n'a pas la preuve absolue que le dernier mouvement en surface date de 1909. Il aurait fallu trouver tout en haut, sous le chevauchement, un objet
récent, mais antérieur à 1909 (tessons de poterie ou de bouteille, pièce de monnaie…).
D'après : interview à Futura Sciences en 2007, modifié
Olivier Bellier du CEREGE déclare dans une interview à Futura Sciences en 2007 : « Une
tranchée de paléo-sismologie de 50 m de long creusée au travers de cette faille a enfin
révélé la rupture associée au séisme provençal de 1909. [...] La succession et la datation
des dépôts récents au front de déformation (c'est-à-dire au pied de la faille) révélée par
la tranchée témoigne de l'histoire sismique de cette faille au cours des derniers 300 000
ans. Cette dernière aurait subi entre trois et sept événements sismiques de magnitude
supérieur ou égale à 6, c'est-à-dire de l'ordre de grandeur de celui de 1909. L'enquête
approfondie menée dans la tranchée a permis également de déterminer la vitesse
moyennée de glissement de la faille. Elle est de l'ordre de 0,1 millimètre par an, ce qui
reste une vitesse très faible même si cette faille peut générer des gros séismes. Il faut
rappeler que les failles dites rapides ont des vitesses de l'ordre du centimètre par an
voire plus et peuvent produire des séismes de magnitudes 7 à 8. [...] C'est la vitesse des
failles qui définit la récurrence c'est-à-dire le temps de retour des séismes majeurs. Aux
vitesses déterminées pour la faille de la Trévaresse correspondrait une récurrence de
l'ordre de plusieurs milliers d'années, pour des séismes équivalents à celui de 1909 ».
On peut utiliser les chiffres donnés par Olivier Bellier pour faire de « petits calculs ». Si
on estime que le dernier mouvement de la faille lors du séisme a été de 30 cm
(300 mm), qu'il est représentatif des séismes sur cette faille et qu'il n'y a pas de
mouvement sans séisme (le mouvement d'une faille sans séisme est appelé creep) un
déplacement moyen de 0,1 mm/an correspondrait donc à une récurrence moyenne d'un
séisme tout les 3000 ans. Ce petit calcul montre l'importance des recherches paléo-
sismologiques, en particulier sur l'ampleur des mouvements ayant lieu à chaque séisme
et sur la vitesse moyenne le long d'une faille, pour connaître la fréquence de ces séismes
et en tirer des conclusions quand aux risques sismiques.
L'INFLUENCE REGIONALE DU RACCOURCISSEMENT A L'ORIGINE DU SEISME DE 1909
La faille inverse de la Trévaresse, et le léger anticlinal associé juste au Nord, n'est pas la
seule zone tectoniquement active de la région. Des études tectoniques montrent que
d'autres failles et/ou bombements anticlinaux actifs ont joué au Quaternaire, en
particulier l'anticlinal et la faille chevauchante des Costes, l'Est des Alpilles… Ces
mouvements ont tendance à entraîner une surrection de la rive Sud de la Durance.
Jusqu'à il y a quelques dizaines de milliers d'années, la Durance ne se jetait pas dans le
Rhône au niveau d'Avignon comme maintenant, mais dans la mer Méditerranée au
niveau de la plaine « caillouteuse » de la Crau, qui correspond à l'ancien delta de la
Durance. On y retrouve en effet des galets faits de roches caractéristiques du bassin
versant de la Durance, dont les fameuses « variolites » du Chenaillet. Des mouvements
de surrection au Sud et/ou d'affaissement au Nord ont entraîné une « déviation » de la
Durance vers le Nord-Ouest. Il est très vraisemblable que les mouvements de surrection
de la rive Sud de la Durance (auxquels participent les jeux de la faille de la Trévaresse)
ont un rôle majeur dans cette modification de l'hydrographie régionale.
Figure 16. Modifications du réseau hydrographique en Provence au Quaternaire
récent
La Durance actuelle se jette dans le Rhône juste au Sud d'Avignon (traits bleus continus). Jusqu'au Quaternaire récent, elle obliquait vers le Sud par le seuil de Lamanon, en suivant le tracé en pointillé bleu : elle passait à
l'Ouest de Salon de Provence et se jetait dans la mer Méditerranée au niveau de la plaine de la Crau, son ancien delta. La surrection de la rive Sud de la Durance tout au long du Quaternaire a participé à son
détournement vers le Nord-Ouest.
Les figurés rouges montrent la faille active (en particulier lors du séisme de 1909) de la Trévaresse et du bombement anticlinal associé ; les figurés verts montrent la faille active des Costes et le bombement anticlinal
associé ; les figurés jaunes montrent le bombement quaternaire des Alpilles.
D'après : Goocle
SYNTHESE FINALE
La figure suivante résume la géologie de l'Ouest provençal, et en particulier localise les
chevauchements actifs (ou récents), les axes anticlinaux actifs (ou récents), le paléo-
tracé de la Durance, l'épicentre du séisme de 1909... Cette figure montre aussi une
coupe N-S à travers la faille de la Trévaresse, coupe qui propose que cette faille active
soit une émergence de rampe. Selon cette interprétation, la surface de glissement basal
de la rampe avant l'émergence correspondrait soit au Trias supérieur, soit au Crétacé
basal.
Figure 17. Carte et coupe géologiques et tectoniques synthétiques résumant le
contexte du séisme de Lambesc (1909)
La coupe correspond au tracé Nord-Sud AB. Selon cette interprétation, la faille active de la Trévaresse correspond à l'émergence d'une rampe. Un futur petit Lubéron !
D'après l'image : IPGP, Lacassin et al. 2001.C.R.Acad.Sc., numéro spécial Failes et Séismes, 2001 série II, tome 333, p 571-581, modifié
À l'occasion du centenaire de ce séisme, a été édité un livre « Séismes de Provence »,
dont l'auteur est Estelle Bonnet-Vidal, enseignante et membre du groupe Edusismo-
Provence, en collaboration avec Olivier Bellier, professeur de géologie à l'université Paul
Cézanne, Aix-MArseille. Prenant pour thème principal le séisme de Lambesc de 1909, il
pose également des questions sur l’évolution des normes et de la prévention au cours du
siècle, proposant de nombreux encarts scientifiques et techniques.
LE SEISME DE L'AQUILA (ITALIE)
Un fort tremblement de terre a secoué l'Italie centrale (région des Abruzzes) le 6 avril
2009, à 01h32 TU soit 03h32 heure locale. Ce tremblement de terre a fait au moins 228
morts (bilan provisoire après 36 heures), de très nombreux blessés et d'importantes
destructions.
Cette « brève » n'a pour but que de faire un très rapide résumé du contexte géologique
et tectonique de ce séisme, ainsi que d'indiquer à tout un chacun comment se procurer
ces informations. En effet, dans les grands médias, on voit, entend et lit n'importe quoi,
allant de « ce séisme est dû au mouvement des plaques qui flotte sur le magma » à « ce
séisme est dû à la très forte poussée des plaques », alors que ce séisme est en
extension.
Le 12 mai 2008, un fort séisme a eu lieu dans la province chinoise du Sichuan,
provoquant de gros dégâts et plusieurs dizaines de milliers de morts (50 000 morts
estimés le 16/05/2008 par les autorités chinoises).
L'épicentre est localisé dans la chaîne des Longmenshan à 80 km à l'Ouest de la capitale
provinciale, Chengdu.
Figure 1. Localisation du séisme du Sichuan (Chine), 12 mai 2008
Coordonnées de l'épicentre : 31.021°N, 103.367°E (USGS).
Localisation du séisme de Chengdu sur Google Earth.
Source : USGS
Le séisme est localisé loin de toute frontière des grandes plaques tectoniques majeures,
à la transition entre le bassin sédimentaire du Sichuan et les hauts plateaux du Tibet,
transition marquée par une marche topographique de 4000 m de haut.
Cette limite NE-SW relativement linéaire a donné lieux à plusieurs interprétations
géodynamiques :
1. un front de chevauchement actif ;
2. la bordure orientale d'une méga-zone de décrochement dextre ;
3. l'expression en surface d'un flux de croûte inférieure ductile expulsée de sous le
Tibet ;
4. un front d'érosion régréssive agissant sur une topographie héritée d'une phase de
déformation antérieure.
L'hypothèse n° 3 considère qu'il n'y a pas de racourcissement entre le plateau du Tibet et
le bassin du Sichuan.
Les hypothèses n° 2 et n° 4 considèrent qu'il n'y a pas de raccourcissement significatif au
niveau du front du Longmenshan ce qui semble coroboré par les mesures GPS (thèse V.
Godard).
Figure 2. Localisation du séisme du Sichuan
(Chine), 12 mai 2008
Figure 3. Localisation du séisme du
Sichuan (Chine), 12 mai 2008
Localisation en bordure Est du plateau du Tibet.
Source : USGS
Le séisme se situe à la limite entre les plateaux du Tibet
au NW et le bassin du Sichuan au SE.
Source : USGS
Figure 4. Les montagnes du Longmenshan
(Chine)
Les montagnes du Longmenshan bordent le bassin sédimentaire
du Sichuan, ici noyé sous les nuages.
Photographie : P. H. Leloup
Le séisme s'est propagé sur plus de 250 km vers le Nord-Est depuis la zone épicentrale.
Le mécanisme au foyer (solution CMT Harvard) est en transpression : composante
principale en compression (quartiers en compression proches de l'horizontale - en blanc -
et quartiers en tension proches de la verticale - en noir) ; et composante dextre (pitch 42
S) : l'axe d'intersection des plans nodaux n'est pas horizontal mais "penche" de 42°.La
localisation par rapport aux structures indique clairement que c'est le plan nodal à
pendage Ouest (souligné en orange sur la figure suivante) qui a rompu (plan N 49, 33
W).
Figure 5. Séisme du Sichuan (Chine),
12 mai 2008 et ses répliques
Le séisme s'est propagé sur plus de 250 km vers le
Nord-Est depuis la zone épicentrale.
Source : Google / USGS
Figure 6. Mécanisme au foyer du séisme du
Sichuan (Chine), 12 mai 2008
Mécanisme au foyer en compression : quartiers en compression
proches de l'horizontale (blanc) et quartiers en tension proches de la
verticale (noir). Les structures tectoniques indiquent clairement que
c'est le plan nodal à pendage Ouest (orange) qui a rompu. Une
composante dextre est présente : la direction de mouvement,
perpendiculaire à l'intersection des plans nodaux n'est pas
perpendiculaire à la direction de la faille. Il est à noter que des
mécanismes du même séisme calculés avec d'autre méthodes
indiquent un mouvement presque purement chevauchant
(composante dextre faible à nulle).
Ce mécanisme est parfaitement compatible avec la cartographie des failles actives
proposée par Tapponnier et al. (2001), ainsi qu'avec le schéma structural déduit des
cartes géologiques faisant ressortir les failles tertiaires (en noir sur les figures) et la
coupe correspondante que nous avons publiée (Roger et al., 2004).
Ces deux cartographies font apparaître un front chevauchant avec une légère
composante dextre. Le mécanisme au foyer implique un racourcissement Est-Ouest
important ce qui réfute l'hypothèse n° 4 et semble plutôt valider l'hypothèse n° 1 plutôt
que l'hypothèse n° 2, alors que l'hypothèse n° 3 impliquerait des déformations actives en
faille normale en arrière du front qui n'ont pas été observées.
Figure 7. Carte des failles actives du Tibet
D'après Tapponnier et al., 2001
Figure 8. Schéma structural de la
bordure Tibet-Sichuan
D'après Roger et al., 2004
Figure 9. Coupe traversant la bordure Tibet-
Sichuan
D'après Roger et al., 2004
Le séisme de Sumatra Padang du 30 septembre 2009
[01-10-2009]
Le séisme de magnitude 7.6, survenu le 30 septembre à 10h16 TU en face de la ville de Padang, s'est produit sur la subduction de Sumatra. Comme l'indique Christophe Vigny (Laboratoire de Géologie de l'ENS, INSU-CNRS/ENS) cet événement s'inscrit dans une longue liste de séismes qui se produisent dans cette zone, frontières de plaques, en particulier depuis le séisme géant de décembre 2004.
La tectonique des plaques en Asie du Sud-Est. On voit la lanière de Sumatra qui forme la bordure Ouest du bloc de la Sonde (SUNDA), et la lanière Philippine qui forme la bordure Est, prolongée au Sud par la mosaïque de
microblocs en mer de Banda (Sulawesi-Moluques) Cette zone sismique est assez compliquée. Il s'agit de la frontière entre plusieurs plaques tectoniques qui convergent et coulissent l'une contre l'autre. Ici, c'est la plaque Indienne qui converge à près de 5 cm/an vers un promontoire de la plaque Eurasie, appelée microplaque - ou le bloc - de la Sonde. La convergence n'est pas frontale, mais oblique, si bien que le mouvement est réparti sur deux failles distinctes : le raccourcissement est absorbée en premier dans la fosse de subduction en mer, tandis que le coulissage (ou cisaillement) est absorbé sur une deuxième faille à terre, en arrière de la première : la grande faille de Sumatra. Entre ces deux grandes failles parallèles qui courent sur des milliers de km, délimitent la lanière de Sumatra (qui englobe la Birmanie au Nord).
En 7 ans, 4 gros séismes ont rompu plusieurs milliers de km de la subduction de Sumatra. Toute la subduction ? Non, un petit segment de 200 km n'a apparemment toujours pas rompu. Il se trouve juste sur l'équateur, entre les deux grandes ruptures - dites de Nias en mars 2005 et Bengkulu en septembre 2007. Ce « petit » segment, situé juste en face de la grande ville de Padang, capitale de Sumatra Ouest avec au moins 1 million d'habitants résiste encore et toujours. En effet, le séisme d'hier n'a pas rompu un segment de la subduction de Sumatra. Il s'est produit à l'intérieur de la
plaque plongeante, assez profond (vers 80km de profondeur); ce que nous appelons un séisme « intra-slab ». Du coup la rupture n'est pas arrivée jusqu'à la surface, ce qui explique l'absence de Tsunami. Par contre, pour la même raison, l'épicentre au lieu d'être loin en mer est très proche de la côte et donc de la ville de Padang. D'où des destructions importantes, causées en particulier par des mouvements verticaux très forts à cause de la localisation de l'épicentre juste sous la ville et du mécanisme particulier de ce séisme. Par ailleurs, la région est montagneuse et assez peuplée, car il est plus agréable d'habiter la montagne, plus fraiche. On peut redouter de très nombreux glissement de terrains dans les 100 km à la ronde, car il y en avait déjà eu beaucoup début 2007 après deux petits séismes sur la grande faille de Sumatra qui passe au niveau du lac Singkarak à l'intérieur des terres. Il est important de prendre conscience que ce n'est pas le segment de subduction qui a rompu. Celui-ci est toujours bloqué, c'est-à-dire justement prêt à rompre. Il se peut que ce séisme ait suffisamment modifié les contraintes sur l'interface de glissement pour déclencher un vrai séisme de subduction, comme Nias en mars 2005 ou Bengkulu en septembre 2007. On a déjà observé ce type d'interactions au Chili par exemple après le séisme de Punitaqui en 1997. Par contre on ne sait absolument pas prédire quand se produira un tel événement demain, dans 1 an ou dans 5. D'autre part, des répliques sont signalées. Les répliques occupent la zone de la rupture en finissant de rompre les petites aspérités « oubliées » par le choc principal. Certaines d'entre elles peuvent être fortes et cela peut durer plusieurs semaines, Mais cela va normalement en décroissant selon une loi connue des sismologues. Par contre, Christophe Vigny précise que d'autres séismes qui ont eu lieu et qui sont assimilés à des répliques dans les médias, n'en sont pas. En particulier le séisme du 1er octobre, de magnitude 6.6 qui s'est produit environ 200 km au Sud de Padang (à proximité de Sungai Penuh) est tout à fait différent. Celui-là est superficiel (15km de profondeur) et son mécanisme (préliminaire) indique un décrochement sur une faille sub-verticale. Ce séisme se produit non pas sur la subduction (la faille océanique) mais sur la grande faille de Sumatra (la faille continentale). Cette faille est également sismique : elle a produit de grands séismes historiques de magnitude largement supérieure à 7
(comme en 1926 et 1943 dans la région de Padang).
Les séismes significatifs sur la grande faille de Sumatra depuis 2004. Ces séismes sont superficiels (moins de 15 km de profondeur), se produisent dans la plaque continentale, et montrent un glissement dextre (le bloc « en face»glisseversladroite). Il est tout à fait certain que les séismes qui se produisent sur la subduction, favorisent des séismes sur la grande faille par augmentation des contraintes sur celle-ci. Les calculs montrent en particulier une diminution de la contrainte perpendiculaire au plan de faille, ce qui devrait favoriser la migration de fluides dans le plan de faille, sa lubrification, et donc son glissement. Depuis 2004, 4 séismes de taille significative ce sont produits sur la faille (figure ci-dessus). Celui-ci est simplement le 5ème. Deux grandes questions se posent maintenant : - Est-ce que le séisme intra-slab du 30 septembre va
modifier suffisamment les contraintes sur l'interface pour déclencher le séisme de subduction que les sismologues redoutent dans la région de Padang, non seulement depuis les événements consécutifs au séisme géant de 2004, mais en fait depuis 1833, date du dernier très grand séisme (de magnitude 9 au moins) qui s'est produit dans cette zone? En effet, aussi gros qu'il ait été, le séisme de Bengkulu de 2007 n'a relâché qu'une toute petite partie de la déformation accumulée...Le petit segment de Padang pourrait donc rompre seul en produisant un séisme de magnitude 8, ou avec celui de Bengkulu en produisant un séisme beaucoup plus grand. - Est-ce que toute cette activité va finir par déclencher un ou plusieurs grands séismes sur la grande faille de Sumatra? Les mesures géodésiques et sismologiques permettent de quantifier et comprendre certains aspects de ces séismes, et donc d'apporter des éléments de réponse. En particulier, les stations GPS permanentes installées dans la région vont permettre de savoir combien de déformation est relâchée par le séisme qui vient de se produire (tout ou partie de ce qui est disponible), si de la déformation est relâchée de manière lente et a-sismique, ce qui serait une bonne nouvelle, ou si au contraire, rien ne glisse tant qu'il n'y a pas de séisme. Dans le dernier cas, il faut évidemment se préparer à un séisme d'autant plus grand qu'il aura lieu plus tard. Les réseaux sismologiques, en localisant les centaines de petites répliques permettent de dessiner le plan de rupture du séisme. Le tout alimente les calculs de transfert de contrainte d'une zone à l'autre avec des éléments géométriques précis (taille de la rupture, quantité de glissement, orientation, etc..) L'équipe du Laboratoire de géologie de l'ENS effectue des mesures géodésiques (GPS) dans la région depuis 1992. "Nous étions en train de préparer notre campagne de mesure annuelle (prévue du 15 au 30 octobre) quand l'événement s'est produit. Nous allons remesurer le réseau de bornes géodésiques afin de quantifier précisément la déformation crustale générée par ce séisme, et effectuer la maintenance des stations permanentes dont certaines (en particulier celle de l'hôpital MDjamil) on sans doute souffert".
Contact(s)
Christophe Vigny, Laboratoire de Géologie de l'ENS (UMR 8538 du CNRS)
