Un séisme se caractérise par une rupture brutale le long d’une faille et par un mouvement relatif brusque entre deux compartiments lithosphériques. Il s’associe à une libération d’énergie élastique qui se propage sous la forme d’ondes sismiques. Pour comprendre ces manifestations tectoniques et mieux anticiper le risque sismique d’une région, il est important de pouvoir localiser la source d’un séisme, et en particulier son épicentre.
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Les séismes sont générés à des profondeurs variables, à partir d'un foyer, que l'on appelle encore hypocentre. Ce point représente l'endroit où débute le mouvementmouvement entre les deux compartiments et d'où l'énergieénergie est libérée.
Foyer sismique et épicentre : quelles différences ?
L'épicentre, dont on n'entend plus souvent parler lors d'un tremblement de terre, représente la projection de ce point sur la surface de la Terre. En se situant à l'aplomb du foyer sismique, l'épicentre représente donc le lieu où la secousse est maximale.
Un séisme est dit superficiel si son foyer se situe à moins de 60 kilomètres de profondeur. Il est dit intermédiaire si le foyer se situe entre 60 et 300 kilomètres. Au-delà de cette profondeur on parle de séisme profond. Les séismes superficiels sont généralement ceux causant le plus de dégâts.
Vitesse des ondes et distance à l’épicentre
L'énergie libérée lors d'un séisme génère différents types d’ondes qui vont se propager à travers le globe à des vitessesvitesses différentes. Alors qu'elles sont toutes générées en même temps au niveau du foyer du séisme, les ondes vont donc arriver avec des temps différents à une station sismique où elles seront enregistrées au fur et à mesure sur un sismogramme. La vitesse des ondes varie en fonction de leur mode de propagation, mais également de la nature et de la densité des milieux traversés. En moyenne, les ondes P se propagent à une vitesse de 6 km/s (dans la croûte terrestre) alors que les ondes S se propagent en moyenne à 4 km/s.
Cette caractéristique physiquephysique de la propagation des ondes est particulièrement utile pour localiser l'origine des séismes. En effet, le temps qui sépare l'arrivée des ondes P et S permet de calculer la distance de la station sismique par rapport à l'épicentre, en se basant sur la relation simple qui définit le temps de propagation d'une onde comme le rapport entre la distance parcourue et la vitesse.
Dans ce problème, nous connaissons la vitesse de propagation des ondes, mais le temps de propagation est inconnu, puisque ce qui est enregistré sur un sismogramme est uniquement le temps d'arrivée : le temps d'origine du séisme est inconnu. Tout se résout cependant très simplement grâce à l'arrivée en décalé des ondes sismiquesondes sismiques, qui permet de s'affranchir du temps d'origine du séisme en utilisant la différence de temps d'arrivée entre les ondes P et S.
Pour des séismes superficiels, on obtient ainsi la relation : distance station-épicentre (d) = 8 x (tS-tP).
Localisation d’un séisme : le principe de la triangulation
Cette relation seule ne permet cependant pas de localiser précisément l'épicentre d'un séisme : elle informe simplement que l'épicentre se situe sur un cercle de rayon d, centré sur la station sismique d'où sont issues les mesures temporelles. Pour connaître la localisation exacte de l'épicentre, il faut effectuer une triangulationtriangulation : il suffit de tracer les cercles obtenus pour trois stations différentes au minimum. L'épicentre se situera au point d'intersection des trois cercles.
Dans la pratique, les chercheurs utilisent un grand nombre de stations dont les résultats sont traités par ordinateurordinateur.
Modèles de propagation des ondes
Le calcul de la distance à l'épicentre présenté ci-dessus se base cependant sur certaines approximations, par exemple le fait que les ondes se propagent en ligne droite à des vitesses constantes dans des milieux homogènes. La réalité est bien plus complexe et s'illustre par le fait que les cercles ne se recoupent généralement pas en un point. La localisation d'un épicentre doit donc faire intervenir des modèles de propagation des ondes, adaptés à la profondeur du séisme et qui se basent sur notre connaissance détaillée de la structure interne de la Terre et en particulier sur l'hétérogénéité des différentes enveloppes.
Actuellement, les sismologues travaillent par inversion des données. Le principe général des méthodes inverses est que l'on connaît le résultat et qu'à partir des caractéristiques de celui-ci il est possible de remonter à la cause. Dans le cas des séismes, on va ainsi chercher l'épicentre qui correspond le mieux à l'ensemble des données enregistrées. Les données recueillies par les stations sismiques sont ainsi traitées par des algorithmes mathématiques qui, par itérations successives et suivant des modèles de propagation complexes, vont finir par déterminer la localisation de l'épicentre d'un séisme. Cette méthode permet également de déterminer la profondeur du séisme, bien que cette valeur soit généralement plus approximative du fait que les stations d'enregistrement ne se trouve qu'à la surface de la terre.
