Une table se met à vibrer, un verre tinte, puis le sol paraît onduler sous les pieds. Un séisme transforme en quelques secondes ce que nous considérons comme notre point d’appui le plus stable. Son histoire a pourtant commencé bien avant la secousse, par une déformation trop lente pour être ressentie : quelques centimètres par an, accumulés pendant des années, puis libérés d’un coup.
LE DÉCLIC EN IMAGE
Bloquer, déformer, glisser
Les roches peuvent accumuler une déformation avant un déplacement brutal le long d’une faille.
Deux blocs sont soumis à des mouvements opposés.
Une zone reste bloquée : les roches alentour se déforment.
Le glissement relâche une partie de la déformation et émet des ondes.
LES BASESLes mots d’une secousse
- Plaque tectonique
- Un grand ensemble rigide de la couche externe de la Terre, comprenant la croûte et une partie du manteau supérieur. Les plaques se déplacent lentement les unes par rapport aux autres.
- Faille
- Une zone de fracture le long de laquelle des blocs de roche peuvent se déplacer l’un par rapport à l’autre.
- Onde sismique
- Une perturbation qui transporte de l’énergie dans la Terre ou le long de sa surface. Son passage peut faire vibrer le sol loin de la rupture.
Au fil de cette lecture
La surface de la Terre est en mouvement
La couche externe rigide de notre planète est découpée en plaques tectoniques, qui comprennent la croûte et une partie du manteau supérieur. Elles se déplacent lentement : au large du nord-est du Japon, par exemple, la plaque Pacifique avance vers l’ouest d’environ huit centimètres par an par rapport à sa voisine, sous laquelle elle plonge. Leurs rencontres façonnent les montagnes, les fosses océaniques et la plupart des zones de séismes.
Contrairement à une image répandue, ces plaques ne flottent pas sur un océan de magma. Le manteau situé en dessous est en grande partie solide, mais il peut se déformer et s’écouler très lentement à l’échelle des temps géologiques. La même roche se comporte comme un solide rigide pendant une secousse et comme une pâte extrêmement visqueuse sur des millions d’années.
La leçon de San Francisco
Le 18 avril 1906, la faille de San Andreas se rompt sur 477 kilomètres en Californie. Les géologues de l’époque sont frappés par l’ampleur des déplacements horizontaux du sol, visibles sur les clôtures et les routes qui traversaient la faille. En examinant ces décalages, le géologue Henry Fielding Reid, de l’université Johns Hopkins, propose une explication restée centrale : de part et d’autre de la faille, les roches avaient accumulé pendant des années une déformation élastique, comme un élastique que l’on étire, avant de la relâcher brutalement. C’est la théorie du rebond élastique.
Sur une faille, certaines zones restent ainsi bloquées par le frottement tandis que les roches environnantes continuent d’avancer. Les contraintes s’accumulent. Lorsqu’une rupture s’amorce et se propage, les blocs glissent et une partie de la déformation se libère. La pression, la nature des roches et les fluides présents modulent ce comportement : certaines portions de faille glissent lentement et en continu, presque sans secousse.
Une rupture qui s’étend et des ondes qui voyagent
Le point où la rupture commence en profondeur est appelé foyer, ou hypocentre ; l’épicentre se trouve à la surface, à sa verticale. La rupture s’étend ensuite sur une portion de faille parfois immense. Le 11 mars 2011, au large du Japon, elle a couvert une surface d’environ 400 kilomètres de long sur 150 de large, et les modèles indiquent un glissement allant jusqu’à 50 à 60 mètres par endroits.
Une partie de l’énergie libérée part sous forme d’ondes sismiques. Elles font bouger la matière sur leur passage, sans la transporter jusqu’aux villes qu’elles secouent, un peu comme une ola parcourt un stade sans que les spectateurs changent de place. Plusieurs types d’ondes se propagent, à des vitesses et avec des mouvements différents : les ondes P, plus rapides, arrivent les premières, puis les ondes S secouent à leur tour le sol.
Une échelle où chaque degré pèse lourd
La magnitude caractérise la taille d’un séisme à partir des enregistrements. Son échelle est logarithmique : chaque degré supplémentaire multiplie par dix l’amplitude des ondes mesurées sur un sismogramme, et par environ 32 l’énergie libérée. Un séisme de magnitude 9 libère donc environ mille fois plus d’énergie qu’un séisme de magnitude 7. Celui de Tohoku, en 2011, est aujourd’hui estimé à 9,1 par l’institut géologique américain, l’USGS, après plusieurs révisions.
L’intensité décrit autre chose : la force des secousses en un lieu donné. Elle dépend de la distance à la rupture, de sa profondeur et du sous-sol, qui peut amplifier certaines vibrations. Deux séismes américains en offrent un exemple : celui de Northridge, en Californie, de magnitude 6,7, et celui de Nisqually, dans l’État de Washington, de magnitude 6,8. Le premier, moins profond, a produit des secousses plus intenses sur une zone plus vaste. Les dommages, enfin, dépendent des constructions exposées.
Évaluer un risque sans annoncer de date
Les scientifiques étudient les failles, les séismes passés et les déformations du sol. Ils en tirent des probabilités pour une région et une durée, mais aucune méthode fiable n’annonce le jour, l’heure et la magnitude du prochain grand séisme. Un événement ne se révèle « précurseur » qu’après coup : le 9 mars 2011, un séisme de magnitude 7,3 a frappé la même région ; c’est deux jours plus tard seulement qu’il est apparu comme le prélude de la rupture majeure.
Après une forte rupture, les roches se réajustent et provoquent des répliques, parfois pendant des années. Des séismes surviennent aussi à l’intérieur des plaques, loin de leurs frontières les plus visibles. Sous nos pieds, deux horloges coexistent : celle des plaques, qui compte en centimètres par an, et celle des failles, qui rattrape parfois ce retard en un instant.
Ce qu’on garde en tête.
- Les plaques avancent de quelques centimètres par an ; une faille bloquée accumule cette déformation puis la relâche d’un coup.
- Chaque degré de magnitude correspond à environ 32 fois plus d’énergie : un séisme de magnitude 9 en libère environ mille fois plus qu’un 7.
- Magnitude, intensité locale et dommages décrivent trois choses différentes.
Ce que l’on sait. Ce qui reste ouvert.
Cette lecture explique les séismes tectoniques. D’autres causes existent, notamment volcaniques ou liées à certaines activités humaines. Les dimensions de la rupture de 2011 proviennent de modèles construits à partir des enregistrements. Le dessin montre une faille vue du dessus, sans échelle. Il ne permet ni de prévoir un séisme ni d’évaluer un bâtiment.
UN PETIT DÉCLIC POUR LA ROUTE
Combien d’énergie de plus libère un séisme de magnitude 7 par rapport à un séisme de magnitude 6 ?
Remonter à la source.
- D’où viennent les séismes et comment les enregistrerU.S. Geological Survey · The Science of Earthquakes↗
- La déformation des roches et leur relâchementU.S. Geological Survey · Elastic Rebound↗
- Le séisme de San Francisco du 18 avril 1906U.S. Geological Survey · Dossier historique, anglais↗
- Distinguer magnitude, énergie et intensité des secoussesU.S. Geological Survey · Earthquake Hazards Program↗
- Le séisme de Tohoku, Japon, 11 mars 2011U.S. Geological Survey · Fiche de l’événement et résumé tectonique, anglais↗
- Le séisme précurseur du 9 mars 2011 au large du JaponU.S. Geological Survey · Fiche de l’événement, anglais↗
- Un manteau solide qui s’écoule très lentementU.S. Geological Survey · This Dynamic Earth, Inside the Earth, anglais↗
- Neuf questions sur les séismesBRGM · Explications de géologues↗
Sources consultées le 9 octobre 2026. Rédaction assistée par IA, sans relecture indépendante d’expert à ce stade.
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