Volcans et séismes : où se produisent-ils ?

Ce que montre le bloc

Pourquoi les volcans s’alignent-ils le long de certaines côtes alors que d’autres endroits tremblent sans jamais entrer en éruption ? Une grande partie de la réponse se trouve aux bords des plaques, qui sont les dalles rocheuses constituant l’enveloppe externe de la Terre. Le modèle ci-dessus découpe un bloc dans cette enveloppe et vous permet de passer entre les trois types de bord.

Le bloc représenté mesure 440 km d’ouest en est, 180 km du nord au sud et 150 km de profondeur. Il est représenté à l’échelle réelle, une unité à l’écran représentant 200 km dans toutes les directions : l’océan n’est donc qu’une mince pellicule d’eau à sa surface et la croûte une bande étroite. Le volcan, les piquets des clôtures, les stations et le glissement sur la faille transformante sont agrandis pour être visibles.

Appuyez sur Lecture et le modèle exécute un cycle court. Les plaques bougent, un séisme se produit au repère rouge et ses ondes se propagent vers trois stations sismiques à la surface. Le panneau en haut à gauche indique la magnitude, l’énergie et le temps écoulé depuis le séisme. Les sismogrammes en bas à droite enregistrent ce que ressent chaque station. Lorsque toutes les stations ont ressenti l’onde S, des cercles colorés apparaissent à la surface et indiquent où le séisme a dû se produire.

Pourquoi les plaques s’écartent à une dorsale

Réglez le curseur Limite sur Divergente pour obtenir une dorsale médio-océanique. Deux plaques s’éloignent l’une de l’autre et des roches chaudes du manteau remontent pour combler l’espace. La roche qui remonte perd sa pression plus vite que sa chaleur et une partie fond. Le liquide s’accumule en une fine lentille quelques kilomètres sous le fond marin, jaillit sous forme de lave sur la dorsale et refroidit en une nouvelle croûte océanique épaisse d’environ 7 km.

La nouvelle plaque est chaude et mince à la dorsale. En s’en éloignant, elle refroidit et s’épaissit, ce qui explique pourquoi la couche verte du modèle s’élargit vers les deux extrémités. Le refroidissement rend aussi la roche plus dense, et le fond marin s’enfonce : le modèle comporte une profondeur de fond de 2,5 km pour la dorsale, plus une vallée axiale de 1 km, donc le centre est profond de 3,5 km ; les bords du bloc atteignent 5 km de profondeur.

L’expansion est lente. Selon l’U.S. Geological Survey, la vitesse moyenne d’expansion de la dorsale médio-atlantique est d’environ 2,5 cm par an, soit 25 km en un million d’années. La dorsale est-pacifique, près de l’île de Pâques, s’écarte de plus de 15 cm par an. Les séismes des dorsales sont superficiels, car quelques kilomètres sous la surface, la roche est déjà trop chaude pour se rompre.

Où une plaque plonge sous une autre

Déplacez le curseur sur Convergente. Une plaque océanique à gauche rencontre maintenant un continent à droite. La vieille plaque océanique est froide et dense, tandis que la croûte continentale est épaisse et légère : la plaque océanique se courbe donc vers le bas au niveau d’une fosse et s’enfonce dans le manteau. C’est une zone de subduction. Dans le modèle, la plaque se courbe progressivement sur 70 km, puis descend selon un angle constant de 35°.

Les plaques ne glissent pas régulièrement l’une contre l’autre. Le dessus de la plaque plongeante s’accroche à la plaque supérieure, la déformation s’accumule et le contact se rompt lors de séismes. Certains des plus grands séismes jamais enregistrés se sont produits dans des zones de subduction. Plus bas, la plaque continue de produire des séismes en son sein, ce qui permet aux sismologues de tracer sa forme en reportant leurs positions. Cette bande inclinée de séismes s’appelle la zone de Wadati-Benioff et peut atteindre environ 670 km de profondeur. L’USGS classe les séismes entre la surface et 70 km comme superficiels, ceux entre 70 et 300 km comme intermédiaires, et les suivants comme profonds.

Comment une plaque plongeante produit un volcan

Une plaque en subduction ne fond pas simplement parce qu’elle se réchauffe. Ce qu’elle entraîne vers le bas, c’est de l’eau. L’eau de mer imprègne la croûte océanique et réagit avec ses minéraux, se retrouvant piégée dans des cristaux comme la serpentine. Lorsque la plaque descend davantage, ces minéraux se décomposent et libèrent l’eau. Celle-ci remonte dans le coin de manteau chaud au-dessus de la plaque et abaisse la température à laquelle la roche commence à fondre. Les géologues appellent ce phénomène la fusion par apport d’eau.

Le magma est plus léger que la roche qui l’entoure : il remonte donc à travers le coin mantellique et la croûte, s’accumule dans une chambre magmatique et jaillit à la surface. Les volcans forment une ligne, un arc volcanique, parallèle à la fosse. Les manuels placent l’arc au-dessus du point où la plaque est à environ 120 km de profondeur, bien qu’une étude mondiale ait trouvé des profondeurs d’environ 65 à 130 km, variables d’un arc à l’autre. Le modèle utilise 120 km. Avec un pendage de 35°, la plaque atteint cette profondeur à environ 170 km de la fosse, et c’est là que se trouve le demi-volcan. Les Andes et les Cascades se sont formées ainsi.

Pourquoi une faille transformante se bloque puis glisse

Le troisième réglage est Transformante. Ici, les plaques coulissent latéralement l’une contre l’autre le long d’une faille verticale. La croûte n’est ni créée ni détruite : il n’y a donc pas de volcans, mais beaucoup de séismes. La faille de San Andreas, en Californie, en est l’exemple célèbre. L’USGS la décrit comme longue d’environ 1300 km, la plaque Pacifique frottant contre la plaque nord-américaine à une vitesse moyenne d’environ 5 cm par an.

Loin de la faille, les plaques se déplacent en permanence. Près de la faille, le frottement maintient les deux côtés solidaires. La roche entre les deux se courbe donc, comme les clôtures du modèle. Vous pouvez les voir se courber pendant le cycle. Lorsque la déformation accumulée dépasse ce que le frottement peut retenir, la faille glisse d’un seul coup, la roche courbée se redresse et chaque clôture se retrouve en deux segments droits décalés de part et d’autre de la faille. L’énergie libérée lors de ce brusque mouvement constitue le séisme.

Cette idée s’appelle le rebond élastique. Harry Fielding Reid l’a proposée après le séisme de San Francisco de 1906, après avoir étudié les mouvements du sol le long de la faille de San Andreas durant les 50 années précédant la secousse. Les mesures GPS effectuées depuis l’étayent largement. Dans le modèle, le glissement est exagéré de plusieurs milliers de fois. Un grand séisme déplace une faille de l’ordre du mètre, ce qui serait bien plus mince qu’un pixel à cette échelle.

Ondes P et ondes S

Lorsque la faille se rompt, deux types d’ondes se propagent vers l’extérieur à travers la roche. L’onde P comprime et étire la roche dans sa direction de propagation, comme une poussée le long d’une file de personnes. L’onde S fait osciller la roche latéralement. Les ondes P sont plus rapides et arrivent toujours les premières, d’où les lettres : primaires et secondaires.

Le modèle utilise partout une seule vitesse pour chaque onde : 6,0 km/s pour P et 3,5 km/s pour S. Ces valeurs sont des vitesses typiques pour les roches de la croûte supérieure. Activez Voir l’intérieur pour observer les deux fronts d’onde grandir sous forme de sphères sous le sol. Les anneaux colorés à la surface marquent les endroits où chaque sphère a atteint le sol.

Trouver la distance à partir du temps S-P

Une station sait quand chaque onde est arrivée, mais pas quand le séisme s’est produit. Elle peut néanmoins calculer à quelle distance il se trouve, car l’écart entre les deux arrivées augmente avec la distance. Si la distance à l’hypocentre est d, alors

• Arrivée de P : t_P = d / v_P
• Arrivée de S : t_S = d / v_S
• Temps S-P : t_S - t_P = d (1/v_S - 1/v_P)

En réarrangeant la dernière ligne, on obtient d = (temps S-P) × v_P·v_S / (v_P - v_S). Avec les vitesses utilisées ici, 6,0 × 3,5 / (6,0 - 3,5) = 21 / 2,5 = 8,4 km/s. Chaque seconde de temps S-P signifie donc 8,4 km de distance. Les manuels scolaires et les géologues de terrain arrondissent cette valeur à 8 km/s. Nos stations utilisent volontairement cette valeur arrondie pour que vous puissiez en voir le coût : les distances obtenues sont trop courtes de 5 pour cent.

Le facteur dépend de la roche. Si l’onde S se déplace à 1/√3 de la vitesse de P, une hypothèse courante, le facteur vaut 8,2 km/s pour une vitesse de P de 6,0 km/s. La sismologie réelle va plus loin. Elle utilise des tables de temps de parcours établies à partir de modèles terrestres en couches plutôt qu’une vitesse unique, car les ondes accélèrent avec la profondeur et certaines empruntent des trajets plus rapides à travers le manteau.

La distance ainsi trouvée est celle à l’hypocentre, le point souterrain où la rupture a commencé. Pour un séisme superficiel, elle est proche de la distance à l’épicentre, le point à la surface situé juste au-dessus.

Trois cercles localisent l’épicentre

Une seule station donne une distance, mais ne donne aucune direction. Le séisme pourrait être n’importe où sur un cercle autour d’elle. Deux stations limitent les possibilités à deux points. Trois stations tranchent.

Le modèle trace les cercles comme on les trace sur le papier : le rayon est la distance à l’hypocentre. Comme le séisme est souterrain, les cercles se chevauchent au lieu de se rencontrer en un point. Pour chaque paire de cercles, tracez la droite passant par leurs deux points d’intersection, leur corde commune. Les trois cordes communes se rencontrent en un seul point, et ce point est l’épicentre. Cela fonctionne exactement lorsque les distances sont justes, car chaque rayon au carré dépasse la distance horizontale au carré de la même quantité, profondeur². Les rayons eux-mêmes ne présentent pas un excédent constant. Une fois l’épicentre connu, la profondeur découle du théorème de Pythagore : profondeur² = d² - r², où r est la distance entre la station et l’épicentre.

Avec la règle de 8 km/s, les cercles sont un peu trop petits : la croix noire se place donc à quelques kilomètres de l’anneau rouge, et le calcul de profondeur peut ne rien donner. L’affichage indique à la fois l’erreur et la profondeur estimée lorsque vous déplacez le séisme.

Magnitude et intensité sont des nombres différents

Le curseur Magnitude modifie un seul nombre pour l’ensemble du séisme. La magnitude décrit la quantité d’énergie libérée par la rupture et reste la même quel que soit le lieu où on la mesure. L’échelle est logarithmique : une unité supplémentaire de magnitude signifie environ 31,6 fois plus d’énergie, et deux unités signifient 1000 fois plus. Gutenberg et Richter ont estimé l’énergie rayonnée par log₁₀ E ≈ 4,8 + 1,5 M, avec E en joules. Pour M 5,8, cela donne 10^13,5, soit environ 3,2 × 10¹³ J.

L’intensité est différente. Elle décrit la force des secousses en un lieu, évaluée à partir de ce que les gens ont ressenti et des dégâts. Le même séisme donne une forte intensité près de l’épicentre et une faible intensité loin de lui, et un sol meuble peut trembler davantage que la roche voisine. La Corée indique l’intensité sur l’échelle de Mercalli modifiée, en chiffres romains de I à XII. Dans le modèle, les sismogrammes illustrent cette idée : la station la plus proche du séisme enregistre la plus grande oscillation. Cette amplitude n’est qu’une indication relative approximative. Elle diminue avec la distance et augmente avec la magnitude, mais ne constitue pas un véritable calcul d’intensité.

Les séismes de Gyeongju en 2016 et de Pohang en 2017

La Corée se situe à l’intérieur de la plaque eurasiatique, loin de toute limite de plaques, mais les contraintes des plaques environnantes atteignent tout de même ses failles. Selon l’Administration météorologique de Corée (KMA), le séisme de Gyeongju du 12 septembre 2016 s’est produit à 20:32:54 KST, à 8,7 km au sud-sud-ouest de Gyeongju, à environ 15 km de profondeur. Sa magnitude était de 5,8, la plus forte depuis le début des relevés sismiques de la KMA en 1978. Une secousse précurseure de magnitude 5,1 avait eu lieu à 19:44:32 le même soir. L’intensité maximale était VI. La KMA estime que la cause était un glissement horizontal sur une faille de la zone de failles de Yangsan, le même mouvement décrochant que dans le réglage Transformante de ce modèle.

Le séisme de Pohang du 15 novembre 2017 s’est produit à 14:29:31 KST, à 8 km au nord de Buk-gu, à Pohang, à environ 7 km de profondeur. Sa magnitude était de 5,4, la deuxième depuis 1978, et son intensité maximale également VI. Les deux séismes diffèrent de 0,4 en magnitude, ce qui signifie 10^(1,5 × 0,4) ≈ 4 fois plus d’énergie pour Gyeongju, et pourtant tous deux ont atteint la même intensité maximale. L’intensité dépend de la profondeur, de la distance et du sol, pas seulement de l’énergie libérée.

Des nombres que vous pouvez vérifier

Prenez le réglage Transformante avec le séisme à 20 km à l’ouest du centre et à 12 km de profondeur. La station B se trouve à 20 km à l’est et 70 km au nord : la distance à l’hypocentre est donc √(40² + 70² + 12²) = 81,5 km.

Avec les distances à 8,4 km/s, les cordes communes se rencontrent exactement au véritable épicentre et la profondeur calculée est de 12 km. Avec les distances à 8 km/s, elles se rencontrent à 8,5 km de là et les cercles sont trop petits pour donner une profondeur.

Autres vérifications : une station à 100 km reçoit l’onde P après 16,7 s et l’onde S après 28,6 s, soit un temps S-P de 11,9 s. Multiplier par 8 donne 95 km. Le rapport d’énergie pour une unité de magnitude est 10^1,5 = 31,6, et une augmentation de 0,2 double presque l’énergie (10^0,3 = 2,0).

Ce que le modèle laisse de côté

• Les vitesses des ondes sont identiques partout. Les ondes réelles accélèrent en profondeur et se courbent : les localisations réelles utilisent donc des tables de temps de parcours.
• Les cercles sont plats et les stations au niveau marin. Les programmes réels de localisation ajustent simultanément les temps d’arrivée de dizaines de stations.
• Les trois limites sont séparées. Sur Terre, les failles transformantes relient généralement des segments de dorsale et les plaques se rencontrent à des angles variés.
• Le volcan, les clôtures et le glissement sur la faille sont dessinés plus grands que nature. Le reste est à l’échelle réelle.
• La fusion est représentée par un trajet sur la face avant. Le magma réel se déplace à travers des fissures et des roches poreuses pendant des milliers d’années.

De la surface de la faille à la magnitude de moment

La commande de magnitude ne change pas la taille de la faille dessinée. Pour relier son nombre à une rupture physique, les sismologues utilisent le moment sismique, M₀ = μ A D. Ici, μ est le module de cisaillement, une mesure de la rigidité de la roche en pascals ; A est la surface de faille qui a glissé, en mètres carrés ; et D est le glissement moyen en mètres. L’unité résultante est N m. Bien qu’elle ait les mêmes dimensions qu’un joule, le moment sismique n’est pas l’énergie rayonnée sous forme d’ondes sismiques. Une grande partie du travail pendant la rupture est consacrée à l’échauffement par frottement et à la fracturation de la roche.

Pour un exemple hypothétique, prenez μ = 30 milliards de Pa, une portion de faille longue de 10 km et large de 8 km, et un glissement moyen de 0,5 m. Convertissez d’abord la surface : 10 000 × 8000 = 80 000 000 m². Puis M₀ = 30 × 10⁹ × 80 × 10⁶ × 0,5 = 1,2 × 10¹⁸ N m. L’USGS donne la relation de magnitude de moment sous la forme Mw = (2/3)[log₁₀(M₀) − 9,1] lorsque le moment est en N m. La substitution donne Mw ≈ (2/3)(18,079 − 9,1) ≈ 5,99, soit environ 6,0. La constante serait 16,1 si le moment était exprimé en dyne cm : copier l’équation sans ses unités donnerait donc une réponse très erronée.

Doubler seulement le glissement double le moment, mais n’augmente Mw que de (2/3) log₁₀ 2 ≈ 0,20. Doubler à la fois la longueur et la largeur de la faille multiplie la surface par 4 et ajoute environ 0,40. Augmenter chacune des trois dimensions de cet exemple de rupture d’un facteur 2 multiplie le moment par 8 et ajoute environ 0,60. Une unité de magnitude exige un rapport de moments de 10^1,5 ≈ 31,6. Ce rapport figure aussi dans la relation approximative d’énergie rayonnée utilisée par l’affichage, mais ne rend pas le moment et l’énergie interchangeables comme mesures.

Les nombres de Gyeongju et de Pohang cités plus haut sont des magnitudes du catalogue de la KMA ; il ne faut pas les rebaptiser discrètement Mw. Les différentes méthodes de magnitude mesurent différentes portions du signal. Une magnitude est censée décrire la source plutôt que la position de l’observateur, mais les estimations peuvent différer entre organismes et être révisées à l’arrivée de données supplémentaires. Une règle d’amplitude décuplée ne garantit pas non plus dix fois plus de secousses pour chaque bâtiment. La réponse instrumentale, la période des ondes et le sol local comptent tous.

Ce que mesure un nombre VEI

Un volcan n’a pas de magnitude sismique pour son éruption. L’indice d’explosivité volcanique (VEI), introduit par Chris Newhall et Steve Self en 1982, compare les éruptions explosives à partir du volume de fragments émis, des observations du panache et d’autres indices. Les fragments, appelés collectivement téphras, comprennent les cendres et les morceaux plus gros. Il s’agit d’un volume de matériaux éruptifs meubles, pas simplement du volume d’une chambre magmatique souterraine solide.

Des seuils inférieurs utiles de volume sont 0,1 km³ pour VEI 4, 1 km³ pour VEI 5 et 10 km³ pour VEI 6. Un kilomètre cube vaut 1 milliard de m³. Si ce volume était réparti uniformément sur 1000 km², il formerait une couche de 1 m d’épaisseur. C’est une illustration arithmétique, pas une carte prévisionnelle des cendres : le vent trie les particules, les dépôts s’amincissent avec la distance et les vallées ne recueillent pas les cendres uniformément. À partir de VEI 2, les catégories successives de volume diffèrent généralement d’un facteur 10, et non du rapport d’énergie d’environ 32 pour une unité de magnitude sismique. Les catégories les plus basses ont un espacement différent.

L’USGS utilise l’éruption du mont Saint Helens de 1980 comme exemple de VEI 5 et celle du Pinatubo de 1991 comme VEI 6. Ce ne sont pas des mesures exactes de volume codées dans un seul entier. La durée de l’éruption compte aussi : le Parícutin a éjecté environ 1,3 km³ de cendres et de fragments sur 9 ans, mais reçoit VEI 4, parce que cette activité prolongée n’était pas un événement unique violemment explosif. La hauteur du panache ne suffit pas non plus, car la teneur en eau et les conditions atmosphériques influencent son ascension.

Le VEI n’est pas une note de danger local. Une coulée de lave de faible VEI peut détruire une localité sur son passage. Une éruption explosive plus importante peut envoyer des cendres bien au-delà du cône, tandis que des mélanges brûlants de gaz et de fragments menacent les pentes voisines. Le demi-volcan de cette exposition explique le trajet entre l’eau de la plaque et le magma ; il n’a ni commande VEI, ni calcul de dispersion des cendres, ni carte d’évacuation. La taille de son cône ne peut pas servir de prévision de la prochaine éruption.

Tohoku et Pinatubo à des échelles différentes

Le 11 mars 2011, le séisme du Tohoku a rompu une limite de subduction au large du Japon nord-oriental. Le résumé de l’événement de la JMA indique une magnitude de 9,0, une profondeur de 24 km et un mécanisme de faille inverse. Il relève l’intensité JMA maximale 7. Ce 7 appartient à l’échelle d’intensité japonaise, et non à l’échelle de Mercalli modifiée à douze niveaux utilisée dans la discussion coréenne. Faire correspondre directement les mêmes chiffres de deux échelles d’intensité n’est pas une comparaison valide.

La vue Convergente aide à expliquer le contexte : une interface de plaques peut rester bloquée pendant que la roche environnante se déforme, puis glisser lors d’une grande rupture. Mais le point rouge n’est que l’amorce. Un véritable très grand séisme se propage le long d’une surface de faille ; sa source n’est pas un point mathématique libérant tout instantanément. Le déplacement du fond marin peut aussi engendrer un tsunami, qui se propage comme une onde dans l’eau et non comme la sphère verte de l’onde S. Cette exposition ne calcule pas les tsunamis. Un front d’onde atteignant une station du bloc n’indique pas l’arrivée d’un tsunami côtier.

Le Pinatubo montre une autre façon dont un événement local peut avoir des effets lointains. L’éruption culminante date du 15 juin 1991 aux Philippines. L’USGS indique près de 20 millions de tonnes de dioxyde de soufre injectées dans la stratosphère et un refroidissement mondial temporaire d’environ 0,5°C. Le gaz forme des gouttelettes d’aérosols sulfatés qui diffusent la lumière solaire ; l’effet climatique durable ne vient pas simplement de cendres qui obscurcissent le ciel. Parker et ses collègues ont constaté un refroidissement de surface allant jusqu’à 0,5°C pendant quelques mois au milieu de 1992, avec des effets moins évidents en 1994. Cette chronologie compte : il s’agissait d’une perturbation temporaire, pas d’une baisse permanente de la température de la planète.

Ces exemples distinguent aussi les mesures des conséquences. La magnitude du Tohoku décrit sa source sismique, tandis que le tsunami dépend des mouvements du fond marin et de la profondeur de l’eau. Le VEI du Pinatubo décrit une éruption explosive, tandis que son refroidissement dépend fortement du soufre atteignant la stratosphère. Ni une magnitude ni un VEI ne précisent à eux seuls le nombre de victimes, les dégâts aux bâtiments ou la réponse climatique. Les commandes du modèle isolent des mécanismes ; un événement réel les combine avec la géographie et les populations vulnérables.

Comment une alerte peut devancer les secousses

L’alerte sismique précoce détecte une rupture qui a déjà commencé. Elle ne prédit pas la date d’un futur séisme. La KMA décrit l’utilisation de l’onde P, plus rapide, pour avertir avant l’arrivée des secousses les plus dommageables. De même, ShakeAlert de l’USGS combine les données des capteurs pour estimer la source et les secousses attendues, puis transmet l’information à des partenaires chargés de diffuser l’alerte. Les signaux de communication se propagent bien plus vite que les ondes sismiques, mais enregistrer assez de données et livrer un message prend tout de même du temps.

Utilisez les vitesses du modèle pour estimer les délais dans un scénario hypothétique. Une station de détection à 20 km de l’hypocentre reçoit P après 20/6 ≈ 3,3 s. Supposez que le traitement et la transmission du message prennent ensuite 4 s supplémentaires. Une alerte atteint l’utilisateur environ 7,3 s après l’heure du séisme. Un utilisateur à 100 km de l’hypocentre reçoit l’onde S du modèle après 100/3,5 ≈ 28,6 s, ce qui laisse environ 21,3 s entre l’alerte et l’arrivée de S. Les 4 s supposées ne sont pas une promesse concernant la KMA, ShakeAlert ou un réseau téléphonique.

Pour un utilisateur à seulement 15 km de cette même source, S arrive après environ 4,3 s, avant que l’alerte de l’exemple soit prête. C’est la limite de l’alerte près de la source : même un système opérationnel peut ne donner aucun préavis aux personnes les plus proches de la rupture. Les sources plus grandes mettent aussi du temps à se développer : une estimation initiale de magnitude peut donc ne pas représenter la rupture finale. La JMA indique avoir émis son alerte du Tohoku 8,6 s après la première détection de l’onde P à la station la plus proche. Il s’agit d’un intervalle entre détection et émission, pas d’une garantie que chaque habitant disposait de 8,6 s de préavis.

Les cercles de distance de cette exposition attendent les arrivées de S parce qu’ils démontrent la méthode de localisation S-P. Un véritable système d’alerte ne peut pas attendre que l’onde destructrice atteigne chaque lieu menacé avant de décider d’avertir. La construction scolaire des cercles et l’alerte opérationnelle rapide résolvent des problèmes apparentés, mais différents. Suivez les consignes d’urgence locales actuelles lorsqu’une alerte arrive ; cet affichage n’est pas un service d’information d’urgence.

Expériences avec les commandes

Pour une expérience de distance, sélectionnez Transformante avec Limite, réglez Épicentre est-ouest à −20 km et Profondeur du foyer à 12 km, et activez Cercles de distance. Une fois que la lecture a conduit les ondes S jusqu’aux stations, comparez la station B avec le calcul précédent : son écart S-P est d’environ 9,7 s. Multiplier par 8 donne 77,6 km, tandis que multiplier par 8,4 donne la distance en ligne droite d’environ 81,5 km. La croix noire est une estimation fondée sur le facteur arrondi, pas un second séisme. L’interface n’a pas de commutateur pour une solution exacte à 8,4 ; cette comparaison est un calcul sur cette page.

Pour une expérience d’énergie, gardez l’épicentre et la profondeur fixes et augmentez la Magnitude de 5 à 6. L’affichage d’énergie passe d’environ 2,0 × 10¹² J à 6,3 × 10¹³ J, soit un facteur d’environ 31,6. Les temps d’arrivée de P et de S ne changent pas, car le code maintient la vitesse des ondes indépendante de la magnitude. Si un sismogramme atteint sa limite de dessin, sa hauteur visible ne peut pas servir à retrouver le rapport d’énergie. Les enregistrements sont des tracés schématiques, pas des accéléromètres étalonnés.

Pour une expérience de profondeur, laissez la position horizontale fixe et augmentez la Profondeur du foyer. Voir l’intérieur révèle les sphères en expansion sous la surface. Les deux arrivées sont plus tardives, car la station est plus éloignée de l’hypocentre, et l’écart S-P augmente aussi. La profondeur ne déplace pas l’épicentre vers l’est ou l’ouest, même si l’estimation de localisation par facteur arrondi peut se décaler. Une estimation de profondeur manquante signifie que le carré de la profondeur ajustée est devenu négatif avec les distances approximatives ; cela ne signifie pas que le véritable séisme s’est produit au-dessus du sol.

Enfin, changez Limite de Transformante à Convergente. La commande déplace aussi le séisme vers une position typique de la limite sélectionnée : ce n’est donc pas une comparaison contrôlée à coordonnées inchangées. Lisez la nouvelle profondeur avant de comparer les temps d’arrivée. Ces exercices distinguent une hypothèse délibérée du modèle d’une erreur de mesure et séparent les commandes visibles des caractéristiques que l’exposition ne simule pas.

La coupe terrestre : les mêmes plaques sur une planète courbe

Le bloc ci-dessus ne fait que 440 km de large, assez peu pour que la courbure terrestre ne se voie pas. Activez la Coupe terrestre pour voir les plaques à l’échelle où elle apparaît. La coupe est une tranche de sphère au rayon moyen terrestre de 6371 km, large de 40 degrés d’arc, soit environ 4450 km le long de la surface, et profonde de 1000 km. Rien n’est étiré : le milieu de la surface courbe se trouve à 384 km au-dessus d’une droite reliant ses deux extrémités, et ce bombement est simplement la forme de la planète.

Deux limites traversent la coupe en profondeur. À 410 km et à 660 km, les minéraux du manteau prennent des formes plus denses ; entre les deux se trouve la zone de transition. Ces profondeurs viennent du Preliminary Reference Earth Model (PREM), le même modèle qu’utilise l’exposition sur les couches de la Terre.

De gauche à droite, la coupe montre une dorsale médio-océanique, une plaque océanique qui s’épaissit en s’éloignant de la dorsale et en refroidissant, un panache de point chaud remontant depuis le dessous de la vue, une fosse où la plaque se courbe vers le bas, et un continent. La plaque plongeante augmente son pendage jusqu’à 50 degrés, puis s’aplatit dans la zone de transition, avec son sommet vers 550 km et sa base juste au-dessus de la limite des 660 km. Dans ce modèle, la plaque reste au-dessus de 660 km.

Les points rouges à l’intérieur de la plaque sont des séismes. La plupart sont superficiels, près de la fosse, et quelques-uns sont profonds. Les séismes profonds se produisent à l’intérieur des plaques plongeantes, qui restent plus froides et plus rigides que le manteau environnant. Les plus profonds de la liste du laboratoire sont le séisme du nord de la Bolivie de 1994, de magnitude de moment 8,2 à 631 km, et celui de la mer d’Okhotsk de 2013, de 8,3 à 598 km. Les points de la coupe sont dessinés pour montrer cette répartition, et non tirés d’un catalogue.

Le volcan d’arc se trouve là où le sommet de la plaque est à environ 100 km de profondeur, à 231 km de la fosse dans ce modèle. L’eau libérée par la plaque abaisse le point de fusion du coin mantellique au-dessus et le liquide remonte en colonne vers la surface. Les volcans eux-mêmes ne font que quelques kilomètres de haut, beaucoup trop peu pour être visibles à cette échelle : de petits cônes indiquent donc leur position.

Les séismes réels du laboratoire

Le laboratoire sous la scène répertorie 37 séismes. Pour chacun, les valeurs proviennent d’une seule source, l’ANSS Comprehensive Earthquake Catalog (ComCat) de l’U.S. Geological Survey : la magnitude et son type, la profondeur, la latitude et la longitude, l’heure d’origine en UTC et l’intensité maximale de la ShakeMap si le catalogue en possède une. La liste couvre tous les types de contexte de l’exposition : des séismes de subduction comme Valdivia au Chili en 1960 (magnitude de moment 9,5, la plus forte enregistrée), l’Alaska en 1964 (9,2) et le Tohoku en 2011 (9,1) ; des séismes de collision comme Gorkha au Népal en 2015 (7,8) ; des séismes transformants comme San Francisco en 1906 (7,9) et Pazarcık en Turquie en 2023 (7,8) ; des séismes divergents en Islande et dans le rift de l’Afar ; et des séismes sur des failles internes aux plaques, comme Kobe en 1995 (6,9).

Choisir un séisme règle le bloc ci-dessus sur le type de limite où il s’est produit, sa profondeur et sa magnitude. Les commandes de la scène vont de magnitude 3 à 8 et de 2 à 120 km de profondeur : un séisme de magnitude 9,5 est donc montré à 8 et la fiche le précise. Les séismes qui ne sont pas sur une limite de plaques, comme ceux de Corée, sont montrés sur une faille à l’intérieur d’une plaque : le bloc emprunte la faille à glissement latéral de la vue Transformante et l’affichage indique que le séisme est intraplaque. Un séisme profond active plutôt la Coupe terrestre et marque sa profondeur sur la plaque.

Le type de magnitude compte. Mw est la magnitude de moment, calculée à partir de l’ampleur du glissement sur la faille ; Mww, Mwc et Mwb en sont des versions calculées à partir de différentes portions des ondes enregistrées. Une carte mondiale du laboratoire montre où chaque séisme s’est produit, sur le tracé côtier de Natural Earth.

Un séisme, deux magnitudes

Pour les séismes coréens, le laboratoire affiche deux colonnes. L’Administration météorologique de Corée (KMA) donne le choc principal de Gyeongju en 2016 à une magnitude de 5,8 et une profondeur d’environ 15 km, et le séisme de Pohang de 2017 à 5,4 et environ 7 km. Le catalogue de l’USGS donne ces deux mêmes séismes à des magnitudes de moment de 5,4 à 13 km et de 5,5 à 10 km.

Aucun des deux organismes ne se trompe. La KMA indique une magnitude locale calculée à partir de sismomètres coréens proches de la source, tandis que la magnitude de moment de l’USGS vient d’ondes longues enregistrées dans le monde entier. Les deux échelles concordent en moyenne pour de nombreux séismes, mais peuvent différer de quelques dixièmes pour un événement particulier. L’intensité varie de la même manière selon la source. Pour Gyeongju, la ShakeMap de l’USGS donne une intensité maximale de 6,7, notée VII, tandis que la KMA indique VI ; pour Pohang, la ShakeMap donne 6,8, également VII, et la KMA encore VI. La fiche présente les deux côte à côte. C’est pourquoi un reportage, une page de la KMA et une page de l’USGS peuvent donner des nombres différents pour le même événement, et pourquoi une comparaison attentive nomme toujours l’organisme et le type de magnitude.

Niveaux d’intensité et accélération du sol

L’intensité est mesurée sur 12 niveaux, écrits en chiffres romains. Le tableau de la KMA, fondé sur l’échelle de Mercalli modifiée, donne pour chaque niveau une description et une plage d’accélération maximale et de vitesse maximale du sol. Le niveau II commence à 0,07 pour cent de g, le niveau V à 2,56 pour cent, le niveau VI à 6,86 pour cent et le niveau XI à 314 pour cent. Le tableau se trouve dans le laboratoire ; les descriptions anglaises y suivent le texte abrégé de Mercalli modifié de l’USGS.

Lorsque vous choisissez un séisme, le laboratoire met en évidence dans le tableau son intensité maximale selon la ShakeMap. Comparez le séisme de la mer d’Okhotsk de 2013 avec un séisme superficiel de taille semblable. À magnitude 8,3 mais à 598 km de profondeur, son intensité maximale n’était que d’environ 4,9, parce que les ondes avaient traversé 600 km de roche avant d’atteindre la surface. Les séismes superficiels de magnitude 7,5 à 8 de la liste atteignent une intensité de 8 ou 9.

Le calculateur d’énergie à côté du tableau utilise la même relation que l’affichage de la scène, log E = 1,5 M + 4,8. Deux magnitudes séparées de 1,0 diffèrent en énergie de 10 à la puissance 1,5, soit environ 32 fois, tandis que l’oscillation d’un sismomètre diffère de 10 fois.

Trouvez vous-même l’épicentre

L’expérience de l’épicentre cache un séisme quelque part sous le bloc, entre 5 et 25 km de profondeur. Vous voyez les trois sismogrammes avec l’arrivée de P déjà marquée. Pour chaque station, vous ajustez le temps S-P jusqu’à ce qu’une ligne verte se pose sur la première grande oscillation de S. Le laboratoire trace alors un cercle autour de cette station, avec un rayon égal au temps S-P multiplié par 8,4 km/s. Ce facteur est 6,0 × 3,5 ÷ (6,0 − 3,5) pour les vitesses P et S de ce modèle. Les sismogrammes de la scène l’arrondissent à 8, comme une règle scolaire.

Touchez la carte là où les cercles sont les plus proches et le laboratoire indique à quelle distance vous êtes du véritable épicentre. Les cercles ne se rencontrent pas en un seul point. Leur rayon est la distance en ligne droite jusqu’à l’hypocentre, qui se trouve sous la surface : chaque cercle est donc un peu plus grand que la distance au sol. Arriver à moins de 10 km signifie que vous avez lu les trois lignes S à environ une seconde près.

Pourquoi un tsunami va plus vite en eau profonde

Un tsunami est une onde longue de centaines de kilomètres, beaucoup plus longue que l’océan n’est profond. Pour une telle onde, la vitesse dépend uniquement de la profondeur : c = √(g h), où g vaut 9,81 m/s² et h est la profondeur. Au-dessus de 4000 m d’océan, cela donne 198 m/s, soit 713 km/h, près de la vitesse d’un avion à réaction, comme le décrit la NOAA. À cette vitesse, l’onde traverse 1000 km en environ 84 minutes. Au-dessus de 100 m d’eau près de la côte, elle ralentit à environ 113 km/h et l’eau s’accumule.

Le tableau de la KMA des tsunamis observés sur la côte est coréenne permet de tester l’idée. Après le séisme de la péninsule de Noto de magnitude 7,6 à 16:10 KST le 1er janvier 2024, la première vague a atteint Ulleungdo à 17:30, soit 80 minutes plus tard ; Sokcho à 17:59 ; Mukho à 18:03 ; Pohang à 19:14 ; et Busan à 19:45. Ulleungdo se trouve à environ 560 km en ligne droite de l’épicentre de l’USGS. Cela donne une vitesse moyenne d’environ 420 km/h, la vitesse d’un tsunami au-dessus d’une mer profonde d’environ 1390 m. Le trajet réel est plus long que la ligne droite, donc la vitesse réelle était supérieure. Les ports de la côte sud, derrière des eaux moins profondes, ont été atteints plus tard. Le laboratoire comporte le même tableau pour les tsunamis de la mer de l’Est de 1993 et de 1983.

La KMA émet un avis de tsunami lorsqu’un séisme du fond marin de magnitude 6,0 ou plus devrait apporter une vague de 0,5 m à 1,0 m sur la côte coréenne, et une alerte pour 1,0 m ou plus, dans les 10 minutes suivant le séisme.

Trois formes de volcans et la liste des éruptions

La liste du laboratoire comporte 41 éruptions, toutes issues d’une seule source : la base Volcanoes of the World du Global Volcanism Program (GVP) de la Smithsonian Institution. Pour chacune, elle donne la forme et le contexte tectonique du volcan selon le GVP, l’altitude de son sommet, la date de début et l’indice d’explosivité volcanique (VEI) de l’éruption.

Les volcans boucliers, comme le Mauna Loa (4170 m), sont larges et peu pentus, construits par de la lave basaltique fluide. Les stratovolcans, comme le mont Fuji (3776 m), sont des cônes raides faits de couches de lave et de cendres issues d’un magma visqueux et riche en gaz, et constituent la plupart des arcs au-dessus des zones de subduction. Une caldeira est une dépression laissée lorsque le sol s’effondre dans une chambre magmatique vidée après une grande éruption ; Crater Lake, dans l’Oregon, s’est formé ainsi lorsque le mont Mazama est entré en éruption il y a environ 7700 ans, VEI 7 dans la liste du GVP. Choisir une éruption active la Coupe terrestre et déplace la vue là où se forme ce type de volcan : l’arc pour les zones de subduction, la dorsale pour les zones de rift, le panache pour les volcans intraplaques.

Le VEI a été proposé en 1982 par Chris Newhall et Stephen Self. Au-dessous du VEI 0, une éruption éjecte moins de 10 000 m³ de cendres et de roche. VEI 1 couvre deux puissances de dix ; à partir de VEI 2, chaque niveau représente dix fois plus, donc VEI 4 correspond à environ 0,1 km³, VEI 5 à environ 1 km³ (mont Saint Helens en 1980), VEI 6 à environ 10 km³ (Pinatubo en 1991) et VEI 8 à au moins 1000 km³. Le GVP répertorie l’éruption du Baekdu (Changbaishan) commencée en novembre 946 comme VEI 6, et celle du Tambora, commencée en 1812 et achevée en 1815, comme VEI 7. Hunga Tonga-Hunga Ha’apai, dont l’éruption a commencé en décembre 2021, est VEI 5.

La liste contient aussi les deux éruptions de Jeju rapportées en 1002 et 1007. Elles ne sont connues que par des archives historiques : le Goryeosa (1451) et le Goryeosajeolyo (1452) les décrivent. Une étude de 2019 dans le Journal of the Geological Society of Korea interprète le récit de 1002 comme de la lave remontant en quatre endroits de l’île et celui de 1007 comme une éruption en mer, près de Hyeongjaeseom ou sur le fond marin. Une étude de 2016 qui a daté les cônes les plus récents de l’île n’a trouvé aucun volcan aussi jeune que 1000 ans. Le GVP les répertorie toutes deux comme observations rapportées, sans VEI, et la fiche du laboratoire indique que les dates reposent sur les archives historiques.

Où trouver les consignes officielles

Cette exposition explique le fonctionnement des séismes, des tsunamis et des volcans. Elle ne vous dit pas quoi faire lorsqu’ils se produisent. Ces consignes sont publiées par les organismes officiels : en Corée, la page de sécurité sismique et volcanique de la KMA, dont le contenu provient du ministère de l’Intérieur et de la Sécurité, et le portail national de sécurité face aux catastrophes de ce ministère ; aux États-Unis, le programme de l’USGS consacré aux risques sismiques. Le laboratoire propose des liens vers eux et sa première ligne précise qu’il s’agit d’un modèle pédagogique, pas d’une source d’alertes.