Terremoto

Un terremoto o terremoto es un temblor del suelo resultante de la liberación repentina de energía acumulada por las tensiones ejercidas sobre las rocas . Esta liberación de energía se produce por ruptura a lo largo de una falla , generalmente preexistente. Los terremotos por actividad volcánica o de origen artificial ( explosiones por ejemplo) son más raros . El lugar donde las rocas se rompen en profundidad se llama foco  ; la proyección del foco a la superficie es el epicentro del terremoto. El movimiento de rocas cerca del hogar genera vibraciones elásticas que se propagan, en forma de paquetes de ondas sísmicas , alrededor y a través del globo terrestre . También produce una liberación de calor por fricción , hasta el punto de fundir en ocasiones las rocas a lo largo de la falla ( pseudotaquilitas ).

Hay muchos, muchos terremotos todos los días, pero la mayoría de ellos no los sienten los humanos. Cerca de cien mil terremotos se registran cada año en el planeta. Los más poderosos se encuentran entre los desastres naturales más destructivos. Los terremotos más importantes modifican el período de rotación de la Tierra y por tanto la duración de un día (del orden de un microsegundo).

La mayoría de los terremotos ocurren en el límite entre las placas tectónicas (terremotos interplaca) de la tierra, pero también puede haber terremotos dentro de las placas (terremotos intraplaca). La tectónica de placas da cuenta propiamente de la sismicidad de los cinturones de distribución en el globo: los principales cinturones sísmicos del mundo, caracterizados por la densidad geográfica de los terremotos, son el Anillo de Fuego del Pacífico (libera el 80% de la energía sísmica cada año), el cinturón alpino ( 15% de la energía anual) y columna vertebral en los océanos (5% de la energía anual).

La ciencia que estudia estos fenómenos es la sismología (practicada por sismólogos ) y el principal instrumento de medición es el sismógrafo (que produce sismogramas ). La adquisición y registro de la señal se obtiene en una estación sísmica que reúne, además de los propios sensores, registradores, digitalizadores y antenas GPS, para posicionamiento geográfico y horario.

Historia

Si el terremoto de 1755 en Lisboa fue el origen del nacimiento de la sismología , el debate que suscitó no avanzó en el conocimiento de la génesis de los terremotos.

La simultaneidad de ruptura de la falla y el terremoto se observa y se describe en el XIX °  siglo por los científicos que vinculan la formación de un gran terremoto en deslizamiento repentino largo de una falla en la corteza terrestre y / o en la litosfera subyacente. Pero las teorías no pueden decidir qué fenómeno está en el origen del otro y no pueden explicar el mecanismo. En 1884, el geólogo estadounidense Grove Karl Gilbert propuso el primer modelo de un “ciclo sísmico” lineal y regular, postulando que los terremotos más grandes tienen el intervalo de recurrencia más fuerte. Fue en 1910, después del terremoto de 1906 en San Francisco , cuando un geodésico californiano, Harry Fielding Reid  (en) , propuso la teoría del rebote elástico . Según esta teoría, las tensiones deforman elásticamente la corteza a ambos lados de la falla, provocando el desplazamiento asísmico de los dos bloques separados por esta potencial zona de ruptura (la falla queda entonces inactiva o bloqueada, y se retrasa respecto a los que la rodean). , el terremoto le permite compensar este retraso según el ritmo de su funcionamiento concebido como regular). Este deslizamiento se bloquea durante los períodos intersísmicos (entre terremotos), acumulándose la energía por la deformación elástica de las rocas. Cuando se alcanza su resistencia máxima (fase cosísmica), la energía se libera repentinamente y se produce la ruptura por la liberación repentina de tensiones elásticas previamente acumuladas por una deformación lenta del subsuelo, lo que provoca el juego de la falla. Luego de un episodio sísmico (fase post-sísmica caracterizada por réplicas y reajustes viscoelásticos), las rocas trituradas de la falla se sueldan con el tiempo y la falla adquiere nueva resistencia. El dispositivo se rearma: la falla se "carga" y luego se descarga repentinamente por relajación de la tensión . Reid explica así el ciclo sísmico (ciclo de carga / descarga) completado por los diferentes períodos sísmicos de Wayne Thatcher. Si este modelo teórico del origen de los terremotos todavía es comúnmente aceptado por la comunidad científica, no explica las recurrencias sísmicas irregulares que se revelan en las huellas dejadas por los terremotos ( geomorfología , paleosismología , liquenometría , dendrocronología ).

Esta teoría se completó en 1966 teniendo en cuenta el proceso de fricción. Las variaciones en las propiedades de fricción sobre las fallas, debido a varios factores (acoplamiento débil de los dos bloques, deformación sísmica, fenómenos transitorios de deslizamiento lento, papel de los fluidos, etc.), explican los ciclos sísmicos irregulares. A fines de la década de 1970 se propuso una ley de fricción específica para el modelado de transferencias de esfuerzos, dependiendo de la velocidad y el tiempo de contacto entre las dos superficies.

Origen

Un terremoto es una sacudida más o menos violenta del suelo que puede tener cuatro orígenes: ruptura de una falla o un segmento de falla (terremotos tectónicos); intrusión y desgasificación de un magma (terremotos volcánicos); “Agrietamiento” de los casquetes polares que resuenan a través de la corteza terrestre (terremotos polares); explosión, colapso de cavidades (terremotos de origen natural o debido a la actividad humana). En la práctica, los terremotos se clasifican en cuatro categorías según los fenómenos que los generaron:

Terremotos tectónicos

Los terremotos tectónicos son, con mucho, los más frecuentes y devastadores. Una gran parte de los terremotos tectónicos tiene lugar en los bordes de las placas , donde se produce un deslizamiento entre dos entornos rocosos. Otra parte tiene lugar a lo largo de un plano de fragilidad existente o recién formado. Este deslizamiento, ubicado en una o más fallas , se bloquea durante los períodos intersísmicos (entre terremotos) de desplazamiento asísmico de los dos bloques separados por la zona de potencial ruptura (la falla queda entonces inactiva), y la energía s 'se acumula por deformación elástica de rocas. Esta energía y el deslizamiento se liberan repentinamente durante los terremotos. En las zonas de subducción , los terremotos representan la mitad de los que son destructivos en la Tierra y disipan el 75% de la energía sísmica terrestre. Es el único lugar donde encontramos terremotos profundos (300 a 645 kilómetros ). A nivel de las dorsales oceánicas , los terremotos tienen focos superficiales (0 a 10 kilómetros ) y corresponden al 5% de la energía sísmica total. Del mismo modo, en el nivel de grandes Huelga de fallos de deslizamiento , los terremotos ocurren con centros de profundidad intermedia (de 0 a 20 kilometros en promedio) que corresponden a 15% de la energía. La liberación de la energía acumulada no suele ocurrir en un solo tirón, y pueden ser necesarios varios reajustes antes de recuperar una configuración estable. Así, las réplicas se observan después del impacto principal de un terremoto, de amplitud decreciente y durante un período que va desde unos pocos minutos hasta más de un año. Estos temblores secundarios a veces son más devastadores que el impacto principal, ya que pueden derribar edificios que solo habían sido dañados, mientras el alivio está en funcionamiento. También puede haber una réplica más poderosa que la conmoción principal, independientemente de su magnitud. Por ejemplo, un terremoto de 9.0 puede ser seguido por una réplica de 9.3 varios meses después, aunque esta secuencia es extremadamente rara.

Terremotos de origen volcánico

Los terremotos de origen volcánico son el resultado de la acumulación de magma en la cámara de magma de un volcán . Los sismógrafos registran una multitud de microsismos ( temblores ) debidos a roturas en las rocas comprimidas o a la desgasificación del magma. El aumento gradual de los hipocentros (relacionado con el aumento del magma) es una indicación de que el volcán está despertando y que una erupción es inminente.

Terremotos polares

Los glaciares y la capa de hielo tienen cierta elasticidad, pero los avances diferenciados y periódicos (marcado ritmo estacional) de los flujos de hielo provocan roturas cuyas ondas elásticas generan terremotos, registrados por sismógrafos alejados del polo en todo el mundo. Estos "terremotos glaciares" de Groenlandia se caracterizan por una fuerte estacionalidad. Un estudio publicado en 2006 concluyó que el número de esos terremotos se duplicó entre 2000 y 2005, una tendencia temporal que sugiere un vínculo con un cambio en el ciclo hidrológico y una respuesta glacial a las condiciones climáticas cambiantes. Si consideramos que parte del calentamiento global es de origen humano, parte de las causas de estos terremotos podrían considerarse inducidas por humanos (ver más abajo).

Terremotos de origen artificial

Los terremotos de origen artificial o "  terremotos  " de magnitud baja a media se deben a determinadas actividades humanas como presas, bombeos profundos, minería, explosiones subterráneas o nucleares, o incluso bombardeos. Son frecuentes y están bien documentados desde los años 1960-1970. Por ejemplo, solo para Francia y solo para los años 1971-1976, varios terremotos se atribuyeron claramente al llenado de lagos de embalses, a la explotación de campos petroleros o a las minas:

Los terremotos a veces generan tsunamis , cuyo poder destructivo amenaza a una parte cada vez mayor de la humanidad, asentada por el mar. También pueden amenazar las instalaciones de petróleo y gas en alta mar y dispersar los vertederos submarinos que contienen desechos tóxicos, desechos nucleares y municiones sumergidas . Estamos tratando de preverlos, de protegernos de ellos, con la ayuda de una red de alerta global, que se está estableciendo, en Indonesia y el sudeste asiático en particular.

En algunos casos, los terremotos hacen que el suelo se licúe  : un suelo blando rico en agua perderá su cohesión bajo el efecto de una sacudida.

Riesgos de terremotos por pruebas en plantas de energía geotérmica:

Un centro de investigación de plantas de energía geotérmica en el noreste de Francia está experimentando con técnicas geotérmicas. El experimento consiste en inyectar agua fría en bolsas de magma (2 orificios previamente perforados, uno para la entrada de agua fría y el otro para la salida del agua transformada en vapor, para luego recuperarlo en forma de vapor, para ponerlo bajo presión luego para hacer girar una turbina y luego producir electricidad.

Consecuencias del experimento:

La inyección de agua fría en los focos de magma actuó sobre las fallas circundantes, el agua actuó como lubricante y produjo micro-terremotos que podrían llegar a producir grietas en las paredes de las casas.

Terremotos extraterrestres

Incluso si la Tierra es el único objeto celeste donde se ha demostrado la tectónica de placas , no es el único que experimenta vibraciones (terremotos localizados y oscilaciones a gran escala). Estas vibraciones pueden deberse a otra forma de tectónica (contracción o expansión del objeto) oa impactos cósmicos .

Las misiones Apolo depositaron varios sismómetros en la superficie de la Luna . Se han registrado cuatro tipos de terremotos, de diferentes orígenes. Algunas se deben a la liberación de tensiones generadas por los efectos de las mareas , otras a impactos de meteoritos , otras a la liberación de tensiones térmicas. Se desconoce el origen de los terremotos fuertes, poco profundos y bastante duraderos del cuarto tipo.

El único otro objeto extraterrestre donde se ha instalado un sismómetro es Marte , a finales de 2018 (sonda InSight ). En funcionamiento a principios de febrero de 2019, el sismómetro SEIS (desarrollado por el Institut de physique du globe de Paris ) registró su primer terremoto marciano el 7 de abril. Hasta ahora estos terremotos son muy débiles, en la Tierra estarían enmascarados por el ruido sísmico de los océanos .

El estudio de Mercurio muestra la presencia de un gran número de fallas inversas , características de una contracción global del planeta (indudablemente ligadas a su enfriamiento gradual). La sonda Messenger , en particular, reveló la existencia de tales fallas que atraviesan cráteres de impacto pequeños y recientes. Deducimos que Mercurio todavía está sujeto a la tectónica activa en la actualidad , seguramente acompañado de terremotos.

La superficie de Venus también está atravesada por fallas y pliegues . Es probable que Venus todavía esté tectónicamente activo, pero no tenemos pruebas de esto. Si hay terremotos fuertes, esperamos, al no poder registrarlos directamente (por falta de un sismómetro), para identificar las consecuencias atmosféricas.

No se sabe nada sobre la actividad sísmica de Júpiter , pero es plausible que sufra oscilaciones de escala planetaria como Saturno , cuyas oscilaciones se reflejan en sus anillos en forma de ondas observables. Para Urano y Neptuno , no lo sabemos.

Desde el vuelo sobre Plutón de la sonda New Horizons en 2014, sabemos que este planeta enano tiene actividad geológica reciente (y sin duda actual), que se manifiesta en particular por fallas, cuya formación o reactivación ciertamente va acompañada de terremotos. Las tensiones tectónicas pueden deberse a ciclos de congelación (parcial) y refundición del agua ubicada debajo de la corteza de hielo.

El sol mismo está sujeto a oscilaciones globales, estudiadas por heliosismología . Las oscilaciones similares, observables en otras estrellas, son estudiadas por astrosismología .

principales características

El hipocentro o foco sísmico puede estar entre la superficie y hasta setecientos kilómetros de profundidad (límite superior del manto ) para los eventos más profundos.

Magnitud

El poder de un terremoto se puede cuantificar por su magnitud , una noción introducida en 1935 por el sismólogo Charles Francis Richter . La magnitud se calcula a partir de los diferentes tipos de ondas sísmicas teniendo en cuenta parámetros como la distancia al epicentro, la profundidad del hipocentro , la frecuencia de la señal, el tipo de sismógrafo utilizado, etc. La magnitud es una función logarítmica continua  : cuando la amplitud de las ondas sísmicas se multiplica por 10, la magnitud aumenta en uno. Por lo tanto, un terremoto de magnitud 7 provocará una amplitud diez veces mayor que un evento de magnitud 6, cien veces mayor que uno de magnitud 5.

La magnitud, a menudo denominada magnitud en la escala de Richter , pero incorrectamente, generalmente se calcula a partir de la amplitud o duración de la señal registrada por un sismógrafo . De esta forma se pueden calcular varios valores (magnitud local , duración , ondas superficiales , ondas volumétricas ). Estos diferentes valores no son muy fiables en el caso de terremotos muy grandes. Por lo tanto, los sismólogos prefieren la magnitud del momento (anotado ) que está directamente relacionada con la energía liberada durante el terremoto. Las leyes de escala relacionan esta magnitud de momento con la geometría de la falla (superficie), con la resistencia de las rocas (módulo de rigidez) y con el movimiento cosísmico (deslizamiento promedio en la falla).

Intensidad macrosísmica

La intensidad macrosísmica, que no debe confundirse con la magnitud, caracteriza la severidad del terremoto en el suelo. Se basa en la observación de los efectos y consecuencias del terremoto sobre indicadores comunes en un lugar determinado: efectos sobre las personas, los objetos, el mobiliario, los edificios, el medio ambiente. Si estos efectos son pequeños o grandes en el área estimada, es en sí mismo un indicador del nivel de gravedad del temblor. La intensidad generalmente se estima a escala del municipio. Por ejemplo, tendremos en cuenta que las ventanas vibraron leve o fuerte, que se abrieron, que los objetos vibraron, se movieron o cayeron en pequeñas o grandes cantidades, que se observaron daños, teniendo en cuenta las diferentes tipologías constructivas (desde los más vulnerables a los más resistentes a las sacudidas), los diferentes grados de daño (desde daños menores hasta colapso total de la construcción) y si la proporción de daños observados es significativa o no (algunas casas, o todas las viviendas).

Las escalas de intensidad tienen grados generalmente anotados en números romanos, del I al XII para las escalas más famosas (Mercalli, MSK o EMS). Entre las diferentes escalas, podemos mencionar:

Las relaciones entre magnitud e intensidad son complejas. La intensidad depende del lugar de observación de los efectos. Generalmente disminuye cuando uno se aleja del epicentro debido a atenuaciones debidas a la distancia (atenuación geométrica) o al medio geológico atravesado por ondas sísmicas (atenuación anelástica o intrínseca), pero posibles efectos de sitio (eco, amplificación local, por ejemplo por sedimentos). o en afloramientos rocosos) pueden perturbar las curvas de decaimiento promedio que se utilizan para determinar la intensidad y la máxima aceleración del suelo que deben sufrir las construcciones en los sitios afectados, o que tendrán que sufrir en un sitio preciso al determinar un peligro sísmico.

Estadísticamente, a 10 kilómetros de un terremoto de magnitud 6, se pueden esperar aceleraciones de 2 metros por segundo al cuadrado, velocidades terrestres de 1 metro por segundo y desplazamientos de alrededor de diez centímetros; todo durante unos diez segundos.

Consecuencias geofísicas

Como algunos otros fenómenos importantes (el derretimiento de una capa de hielo, por ejemplo), los grandes terremotos pueden tener un efecto imperceptible en el período de rotación de la Tierra y en la duración del día. El terremoto de 2004 en Sumatra provocó que el eje de rotación del globo se desplazara siete centímetros y acortara la duración del día en 6,8 microsegundos. El terremoto de 2010 en Chile fue lo suficientemente potente como para cambiar la de la Tierra eje de rotación de ocho centímetros, acortando la duración del día en 1,26  mu s . El terremoto de 2011 en Japón también cambió el eje de rotación de la Tierra en unos diez centímetros y provocó un acortamiento de la duración del día en 1,8  µs .

Cabe señalar aquí que la expresión "eje de rotación" es en realidad una simplificación: es el eje de la figura el que se modifica ( "el eje de la figura es el eje principal de inercia que tiene el momento de inercia más fuerte, está en un camino el eje de simetría de la Tierra ” ). “El movimiento del polo giratorio en relación con la corteza terrestre, el Polhodium , como resultado en gran parte de los continuos transportes de masa en la atmósfera y los océanos, el impacto de los terremotos se difumina allí y es prácticamente imposible de detectar. " . Sin embargo, podemos aislar un desplazamiento en el eje de la figura inducido por mega-terremotos: esto, de unos pocos microsegundos, es menor que la variación diaria que alcanza 50 a 100  µs .

La modificación del eje de rotación de la Tierra se produce cuando ya no coincide con uno de sus principales ejes de inercia. La oscilación que sigue provoca el desplazamiento del polo de rotación de la Tierra, de unas pocas decenas de metros y con un período de aproximadamente 433 días. Los terremotos, las mareas, la interacción entre el núcleo y el manto , las variaciones hidrográficas y los movimientos oceánicos y atmosféricos pueden contribuir a este fenómeno.

Diferentes tipos de ondas sísmicas.

En el momento de la liberación repentina de las limitaciones de la corteza terrestre (terremoto), se pueden generar dos categorías principales de ondas. Se trata de ondas masivas que se propagan dentro de la Tierra y ondas superficiales que se propagan a lo largo de las interfaces.

En ondas de volumen, podemos distinguir:

Ondas superficiales (ondas de Rayleigh , ondas de Love ) resultantes de la interacción de la onda en masa. Se guían por la superficie de la Tierra, se propagan menos rápidamente que las ondas masivas, pero generalmente tienen una amplitud más fuerte. Por lo general, las ondas superficiales producen los efectos destructivos de los terremotos.

Registro de terremotos

Fecha de sísmica más antigua del VIII º  milenio antes de Cristo. ANUNCIO .

Los terremotos más poderosos registrados desde 1900

Terremotos de magnitud al menos igual a 8.

País Ciudad / Zona Magnitud Con fecha de Numero de muertes Numero de heridos Notas y enlaces a artículos detallados
Chile Valdivia, cerca de Lumaco en la región de los ríos 9.5 22 de mayo de 1960 3000 Terremoto de 1960 en Valdivia (el terremoto más violento jamás registrado)
Indonesia Sumatra 9.4 26 de diciembre de 2004 227,898 125 000 Terremoto y tsunami de 2004 en el Océano Índico
Estados Unidos Alaska 9.2 27 de marzo de 1964 131 1964 terremoto de Alaska
Japón Sendai , Costa del Pacífico de Tohoku 9.1 11 de marzo de 2011 15.776 muertos y 4.225 desaparecidos 5.929 Terremoto de la costa del Pacífico de Tohoku en 2011
Unión Soviética Kamchatka ( RSFS ruso ) 9.0 4 de noviembre de 1952
Ecuador 8.8 1906
Chile Concepto 8.8 27 de febrero de 2010 cuatrocientos noventa y siete Terremoto de 2010 en Chile
Estados Unidos Alaska 8,7 1965
Indonesia Isla Nias 8,7 28 de marzo de 2005 905 Terremoto de 2005 en Sumatra
Océano Índico Entre India , Indonesia , Sri Lanka y Tailandia 8.7 luego réplica de 8.3 11 de abril de 2012
Tíbet Tíbet 8,6 15 de agosto de 1950
Estados Unidos Islas Andreanof ( Alaska ) 8,6 9 de marzo de 1957
Unión Soviética Islas Kuriles ( RSFS de Rusia ) 8.5 1963
Kamchatka ( RSFS ruso ) 8.5 1923
Indonesia Banda Sea 8.5 1 st de febrero de 1938 Terremoto en el Mar de Banda
Perú Arequipa en la región del mismo nombre 8.4 23 de junio de 2001 250 1000 Terremoto de 2001 en Perú
Japón Kanto 8.3 1 st de septiembre de 1923 141,720 Terremoto de Kantō de 1923
Chile Chillán en la región del Biobío 8.3 24 de enero de 1939 28.000 58.000
Tonga 8.3 3 de mayo de 2006 Terremoto de Tonga de 2006
Rusia Islas Kuriles 8.3 15 de noviembre de 2006 Maremoto de 1,80  my nota a más de 16.000  km del epicentro, incluida Crescent City , California
Rusia Islas Kuriles 8.3 13 de enero de 2007
Oceano Pacifico 8.3 29 de septiembre de 2009
Rusia Mar de Okhotsk , cerca de la península de Kamchatka 8.3 24 de mayo de 2013
Chile Océano Pacífico, a 46 kilómetros de la ciudad costera de Illapel 8.3 16 de septiembre de 2015 Terremoto de Chile del 16 de septiembre de 2015
Estados Unidos San Francisco 8.2 18 de abril de 1906 3000 Terremoto de 1906 en San Francisco
Chile Valparaíso 8.2 17 de agosto de 1906 3000 20.000
Chile Frente a Iquique , a unos 89  km al suroeste de Cuya, a una profundidad de 46,4  km en el Océano Pacífico 8.2 1 st de abril de 2014 a las 8:46 p.m. local 5 Terremoto de 2014 en Chile
México México 8.1 19 de septiembre de 1985 10,000 Terremoto de 1985 en México
Perú Ica , Lima 8.0 15 de agosto de 2007 387 1.050

Los terremotos más mortíferos desde 1900

Terremotos que han matado a más de 15.000 personas según estimaciones de las autoridades locales, ordenados cronológicamente.

Ciudad / Zona País Con fecha de Magnitud Numero de muertes Notas y enlaces a artículos detallados
Kangra India 4 de abril de 1905 8,6 19.000
Valparaíso Chile 17 de agosto de 1906 8,6 3000
Messina Italia 28 de diciembre de 1908 7.5 100.000
Avezzano Italia 13 de enero de 1915 7.5 29 980
Bali Indonesia 21 de enero de 1917 8.2 15.000
Gansu porcelana 16 de diciembre de 1920 8,6 200.000
Tokio Japón 1 st de septiembre de 1923 8.3 143.000 El terremoto de Kantō de 1923 fue seguido por un incendio masivo.
Xining porcelana 22 de mayo de 1927 8.3 200.000
Gansu porcelana 25 de diciembre de 1932 7,6 70.000
Quetta Pakistán 30 de mayo de 1935 7.5 45.000
Chillán Chile 24 de enero de 1939 8.3 28.000
Erzincan pavo 26 de diciembre de 1939 8.0 30.000
Ashgabat URSS 5 de octubre de 1948 7.3 110 000
Dashti Biaz Khorassan Iran 31 de agosto de 1968 7.3 16 000
Chimbote Perú 31 de mayo de 1970 8.0 66.000
Yibin porcelana 10 de mayo de 1974 6,8 20.000
Guatemala 4 de febrero de 1976 7.5 23.000
Tangshan porcelana 27 de julio de 1976 8.2 240.000 La cifra oficial de muertos es de 240.000 personas. Otras estimaciones apuntan a 500.000 a 800.000 víctimas directas o indirectas.
Michoacan México 19 de septiembre de 1985 8.1 20.000
Región Spitak Armenia 7 de diciembre de 1988 7.0 25.000
Zangan Iran 20 de junio de 1990 7.7 45.000
Kocaeli pavo 17 de agosto de 1999 7.4 17 118
Bhuj India 26 de enero de 2001 7.7 20 085
Bam Iran 26 de diciembre de 2003 6.6 26,271
Sumatra Indonesia 26 de diciembre de 2004 9.4 227,898
Muzaffarabad Pakistán 8 de octubre de 2005 7,6 79.410
Provincia de Sichuan porcelana 12 de mayo de 2008 7,9 87,149
Puerto Príncipe Haití 12 de enero de 2010 7.2 230.000
Pacífico costa de Tohoku Japón 11 de marzo de 2011 9.3 15.776 muertos y 4.225 desaparecidos

Métodos de detección

Método chino antiguo

El antiguo método chino consistía en un jarrón de bronce con ocho dragones en el contorno, el Houfeng Didong Yi del chino Zhang Heng , desarrollado en el año 132 d.C. Se colocó una canica en la boca de cada dragón, lista para caer en la boca de un sapo. Cuando ocurrió un terremoto, la bola de uno de los dragones (dependiendo de dónde ocurrió el terremoto) cayó en la boca de uno de los sapos. Esto indicó la dirección del epicentro del terremoto y adónde enviar ayuda.

Métodos modernos

La ubicación del epicentro por medios modernos se realiza mediante varias estaciones sísmicas (3 al menos) y un cálculo tridimensional. Los sensores modernos pueden detectar eventos muy sensibles, como una explosión nuclear.

El Centro Sismológico Euromediterráneo ha desarrollado un proceso de detección sísmica basado en el análisis del tráfico web y contenido en Twitter. La recopilación de testimonios y fotografías también permite conocer la intensidad de los sismos sentidos, así como evaluar y geolocalizar los daños materiales.

Métodos de predicción

Los métodos de predicción se basan en un pronóstico que especifica, con su incertidumbre, la posición, el tamaño y la fecha del terremoto, y da una estimación de la probabilidad de su propio éxito. La posibilidad de la predicción sísmica se basa en la existencia y el reconocimiento de "precursores", señales de alerta de un terremoto. En ausencia de precursores fiables, estos métodos van acompañados de no detecciones que derivan en juicios de especialistas y falsas alarmas que provocan una pérdida de confianza en las poblaciones alertadas y posiblemente evacuadas por error. Finalmente, en regiones con alta sismicidad como Irán, los residentes ya no prestan atención a pequeños choques sísmicos y predicciones de terremotos destructivos.

Ya en 1977, cuando recibió una medalla de la Sociedad Sismológica de América  (en) , Charles Richter inventó la escala que lleva su nombre comentó: “Desde mi apego a la sismología, tuve un horror de predicciones y predictores. Los periodistas y el público saltan ante el menor indicio de un medio diminuto para predecir terremotos, como cerdos hambrientos corriendo hacia su comedero […] Estas predicciones son un patio de recreo para aficionados, neuróticos y charlatanes ávidos de publicidad mediática. "

Podemos distinguir tres tipos de previsiones: previsiones a largo plazo (durante varios años), a medio plazo (a varios meses) y a corto plazo (menos de unos pocos días).

A largo plazo

Los pronósticos a largo plazo se basan en un análisis estadístico de las fallas identificadas y en modelos deterministas o probabilísticos de ciclos sísmicos. Permiten definir estándares para la construcción de edificios, generalmente en forma de un valor máximo de aceleración del suelo (pga, aceleración máxima del suelo ). Ciertas fallas como las de San Andreas en California fueron objeto de importantes estudios estadísticos que permitieron predecir el terremoto de Santa Cruz en 1989. Por tanto, se esperan terremotos importantes en California o en Japón (Tokai, magnitud 8,3). Sin embargo, esta capacidad de pronóstico permanece en el dominio de las estadísticas, las incertidumbres suelen ser muy importantes, por lo que aún estamos lejos de poder predecir el momento preciso de un terremoto para poder evacuar a la población con anticipación o resguardarla.

Término medio

Las previsiones a medio plazo son más interesantes para la población. Se están realizando investigaciones para validar ciertas herramientas, como el reconocimiento de patrones ( dilatancia ).

Corto plazo

En el estado actual del conocimiento, no podemos predecir terremotos a corto plazo, es decir, determinar la fecha y hora exactas de un evento sísmico, aunque a menudo podemos determinar la ubicación del evento. Un terremoto futuro (principalmente una falla activa), y algunas otras características. Sin embargo, la investigación básica en sismología se ocupa de intentar descubrir medios científicos de predicción.

Se han citado otros medios: por ejemplo, algunos animales parecen detectar terremotos: serpientes, cerdos, perros, anfibios ... Dos horas antes de un terremoto en Yientsin, en 1969, las autoridades chinas emitieron una advertencia basada en el bullicio de los tigres, pandas, yaks y ciervos en el zoológico. Ningún estudio científico ha logrado demostrar este fenómeno.

Las previsiones a corto plazo se basan en observaciones detalladas de la evolución de las áreas de riesgo. Sabemos, por ejemplo, que los terremotos suelen estar precedidos por fenómenos de migración de gases hacia la superficie (migraciones que también pueden contribuir a “lubricar” determinadas fallas geológicas y en ocasiones facilitar colapsos susceptibles de generar un tsunami como el del Storrega  ; para comprender mejor la situación vínculos entre la litosfera , la atmósfera y la ionosfera que podrían ayudar a predecir mejor ciertos terremotos.

Los medios de detección pueden tener un costo significativo, por resultados no garantizados, debido a la gran heterogeneidad de los signos precursores de un terremoto, o incluso su ausencia en terremotos que sin embargo son de gran magnitud, como TangShan o Michoacán , que habían sido esperado en el mediano plazo pero no en el corto plazo.

Los gobiernos y las autoridades locales quieren información certificada antes de evacuar a una población de los sitios sospechosos, pero los predictores no son confiables. Estados Unidos utiliza herramientas de alta sensibilidad alrededor de puntos estadísticamente sensibles (como Parkfield en California): vibradores sísmicos usados ​​en exploración petrolera, extensómetros de alambre invar, geodímetros láser, red de nivelación de alta precisión, magnetómetros, análisis de pozos. Japón está estudiando los movimientos de la corteza terrestre mediante GPS e interferometría ( VLBI ), métodos conocidos como geodesia espacial. En Sudáfrica, las grabaciones se realizan en los pasillos de las minas de oro, a 2  km de profundidad. China se basa en estudios multidisciplinarios, como geología, prospección geofísica o experimentación de laboratorio.

Se menciona el monitoreo de anomalías de emisión de radón (y potencial eléctrico) en las capas freáticas, partiendo de la hipótesis de que ante un terremoto el subsuelo podría liberar más radón (gas radioactivo con una vida útil corta). Se ha observado una correlación entre el nivel de radón en las aguas subterráneas y la actividad sísmica (por ejemplo, en la India) . Es posible monitorear el radón en tiempo real a un costo razonable. También se ha demostrado en los Alpes franceses que las variaciones en los niveles (de más de 50 metros ) de dos lagos artificiales modifican las emisiones periféricas de radón.

Investigaciones recientes respaldan una posible correlación entre los cambios en la ionosfera y la preparación para terremotos, lo que podría permitir predicciones a corto plazo.
Asimismo, los terremotos están precedidos por modificaciones locales del campo magnético (en frecuencias ultrabajas), por ejemplo, observado el 8 de agosto de 1993 durante un terremoto en la isla de Guam (el mismo para el terremoto de 1989 en Loma Prieta , de magnitud 7.1 . Según Fraser-Smith & al. En 1994, habría requerido una red de detectores de campo magnético convencionales espaciados en una cuadrícula cuyo tamaño de malla sería menor a 100 km para detectar las fluctuaciones del campo magnético ULF antes de los temblores de magnitud terrestre. mayor que 7, pero los gradiómetros de campo magnético superconductor podrían ofrecer una mayor sensibilidad y alcance.

Las fibras ópticas ya son utilizadas comúnmente por las compañías de petróleo y gas (sus impurezas innatas, incluido el "sensor virtual"  : al final de una fibra, un "interrogador" electrónico envía un pulso láser y analiza la luz que rebota (retrodispersión); retrodispersión Las anomalías de tiempo significan que la fibra se ha estirado o contraído (lo que ocurre cuando se expone a una onda sísmica cercana o vibración inducida). Según B. Biondi (geofísico de la Universidad de Stanford), un solo "interrogador" puede manejar 40 kilómetros de fibra y controlar un sensor virtual cada dos metros, miles de millones de estos sensores ya están presentes en las líneas de telecomunicaciones esparcidas por todo el mundo, que por lo tanto podrían usarse para detectar anomalías finas y mejorar la predicción sísmica, distinguiendo en particular las ondas P (que viajan más rápido pero haciendo poco daño) de las ondas S (más lentas y causando más daño). Inicialmente se creyó que debían pegarse a una superficie rígida o empotrarse en concreto, pero recientemente se ha demostrado que son suficientes haces de fibras sueltas colocadas en una tubería de plástico simple. La información es de calidad media, pero se puede adquirir en grandes áreas y a bajo costo.

Notas y referencias

  1. François Michel, Rocas y paisajes, reflexiones de la historia de la Tierra , París, Berlín, Orleans, BRGM éditions, 2005, ( ISBN  978-2-7011-4081-0 ) , p.  74 .
  2. Milan Zacek, Sísmica de edificios: riesgo sísmico, diseño sísmico de edificios, regulaciones , Ediciones Parenthèses,1996, p.  5.
  3. Grégory Quenet, Terremotos de los siglos XVII y XVIII , Éditions Champ Vallon,2005( leer en línea ) , pág.  337.
  4. Este intervalo de recurrencia para fallas regulares es estimado por los geólogos actuales midiendo en campo el desplazamiento cosísmico durante el "terremoto característico" (terremoto cuya amplitud puede ser mayor) y la velocidad promedio de desplazamiento de la falla a partir de la observación de rupturas superficiales. creado durante cada terremoto. Brechas sísmicas correspondientes a largas ausencias de actividades en una zona sísmica.
  5. GK Gilbert, "Una teoría de los terremotos de la Gran Cuenca, con una aplicación práctica", Am. J. Sci. 3er ser. 27, 1884, pág.  49-53 .
  6. (en) HF Reid, The Mechanics of the Earthquake, The California Earthquake of April 18, 1906, Report of the State Investigation Commission , Vol.2, Carnegie Institution of Washington, Publicación de Washington 87, 1910, 192 p.
  7. (en) Wayne Thatcher, John B. Rundle, "Un modelo para el ciclo de terremotos en áreas de empuje bajo", Journal of Geophysical Research , vol.  84,10 de septiembre de 1979, p.  5540 –5556.
  8. (en) John Charles Lynch, Modelos de elementos finitos de ciclos de terremotos en zonas maduras de fallas por deslizamiento , Universidad de California,2002, p.  5.
  9. (en) WF Brace, JD Byerlee, "  Stick-slip as a Mechanism for Earthquakes  " , Science , vol.  153, n o  3739,26 de agosto de 1966, p.  990-992 ( DOI  10.1126 / science.153.3739.990 , leer en línea ).
  10. (en) Andy Ruina, "Modelado de la fricción de la roca. Resultados experimentales y ecuaciones constitutivas ”, Revista de investigación geofísica, vol.  84, n o  b5,10 de mayo de 1979, p.  2161 -2168.
  11. (en) James H. Dieterich  (en) , "Inestabilidad breve y leyes de fricción variable de estado", Journal of Geophysical Research, vol.  88, n o  b12,10 de diciembre de 1983, p.  10359-10370 .
  12. Göran Ekström, Meredith ortigas y Victor C. Tsai, estacionalidad y aumento de frecuencia de los terremotos Groenlandia glacial  ; Science 2006-03-24; páginas.  1756-1758 ( resumen ).
  13. EOST documentos educativos; categorías de terremotos Categorías de terremotos .
  14. Terremotos. Planète Terre, Universidad Laval, Terremotos de Quebec .
  15. Charles Pomerol, Yves Lagabrielle, Maurice Renard y Stéphane Guillot, Elementos de geología , Dunod ,2011, p.  334.
  16. bombas pueden haber causado un terremoto , 6 de marzo de 2002.
  17. Hubert Bruyère, "  El depósito de Lacq está en el origen del terremoto de este lunes por la mañana en Béarn  ", La République des Pyrénées ,25 de abril de 216( leer en línea ).
  18. Observaciones sismológicas, sismicidad de Francia de 1971 a 1979 , oficina central sismológica francesa, Estrasburgo, 1983.
  19. (en) Por Kimberly S. Cartier, "  Nuestro sistema solar sísmico  " , Eos , vol.  100, n o  9,10 de septiembre de 2019( DOI  10.1029 / 2019EO132609 ).
  20. EOST documentos educativos; la magnitud de un terremoto La magnitud de un terremoto .
  21. Documentos educativos de EOST; Intensidad de un terremoto La intensidad de un terremoto .
  22. Pascal Bernard ( IPGP ), ¿Qué hace temblar la tierra? , EDP ​​Sciences , 2003 ( ISBN  978-2868836298 ) (página 265).
  23. Jean-François Cliche, "  La Tierra seguirá girando ...  " , en lesoleil.com ,24 de julio de 2016(consultado el 18 de diciembre de 2020 ) .
  24. IPGP, “  Sendai terremoto en Japón  ” , en ipgp.fr , Institut de Physique du Globe de Paris (consultado el 18 de diciembre de 2020 ) .
  25. Jonathan Parienté, "  Desde el terremoto de Chile, los días se han acortado  " , en sciences.blog.lemonde.fr ,2 de marzo de 2010(consultado el 1 st 12 2017 ) .
  26. Jean-Baptiste Feldmann, "  Después del terremoto en Japón, la Tierra gira más rápido  " , en futura-sciences.com ,18 de marzo de 2011(consultado el 17 de diciembre de 2020 ) .
  27. (fr) "  El terremoto de Chile cambió el eje de la tierra  " , en http://www.cyberpresse.ca/ ,2 de marzo de 2010(consultado el 3 de marzo de 2010 )
  28. (en) "El  terremoto de Chile puede haber acortado los días de la Tierra  " en http://www.nasa.gov/ ,1 st de marzo de 2010(consultado el 5 de marzo de 2010 )
  29. "  Terremoto: el eje de la tierra se ha movido 10 cm  " , en nouvelleobs.com ,12 de marzo de 2011(consultado el 17 de diciembre de 2020 ) .
  30. (in) Una explicación más completa sobre LiveScience; ver también oscilación de Chandler .
  31. Observatorio de París, “  ¿Hay un impacto en la rotación del histórico terremoto en Japón de la Tierra?  » , En obspm.fr ,11 de marzo de 2011(consultado el 18 de diciembre de 2020 ) .
  32. Van Camp, M., "  Las oscilaciones libres de la tierra  " , Boletín de la Sociedad Belga de Astronomía, Meteorología y Física del Globo , en harvard.edu ,2001(consultado el 18 de diciembre de 2020 ) .
  33. EOST documentos educativos; ondas sísmicas Ondas sísmicas .
  34. "Mega terremoto de Japón: lo que sabemos" , New Scientist , artículo de Michael Reilly, editor senior de tecnología, 11 de marzo de 2011, 5:22 p.m. GMT (1722 GMT, 11 de marzo de 2011), enlace .
  35. http://www.jma.go.jp/jma/en/News/2011_Earthquake_01.html .
  36. (en) "  Situación daños y Contramedidas Policía asociados con 2.011 distrito de Tohoku - del Océano Pacífico terremoto - 8 septiembre 2011  " , en www.npa.go.jp (Agencia Nacional de Policía de Japón) (visitada de septiembre de 8, 2011 ) .
  37. balance provisional.
  38. Terremoto en Indonesia .
  39. Recualificación de la magnitud del terremoto, enlace al sitio web del Servicio Geológico de Estados Unidos (USGS) USGS-1957 .
  40. Un poderoso terremoto golpea el Lejano Oriente ruso, se siente hasta Moscú .
  41. Terremoto en Chile: un millón de personas desplazadas por temor a un tsunami ” .
  42. [1] .
  43. [2] .
  44. Jean Demangeot , los ambientes "naturales" en el mundo , París, Armand Colin, 10 ª  Edición, 2002, ( ISBN  978-2-200-34608-9 ) , p.  101 .
  45. El terremoto ocurrió el 28 de julio a las 03:42 hora local. Pero en general la referencia para la hora original de un terremoto es la hora UTC y por lo tanto el 27 de julio teniendo en cuenta la diferencia de 8 horas.
  46. "Terremoto de 7.2-Magnitud golpea China" en el Chicago Tribune , 20-03-2008, [ leer en línea ] .
  47. François Michel, Rocas y paisajes, reflexiones de la historia de la Tierra , París, Belin, Orleans, brgm éditions, 2005, ( ISBN  978-2-7011-4081-0 ) , p.  74 .
  48. Emanuela Guidoboni , Jean-Paul Poirier , Cuando la tierra tembló , Odile Jacob ,2004( leer en línea ) , pág.  30.
  49. Jean-Paul Poirier , La tierra, ¿madre o madrastra? , Flammarion ,1998, p.  17.
  50. (en) Charles Richter, "  Aceptación de la medalla de la Sociedad Sismológica de América  " , Boletín de la Sociedad Sismológica de América , vol.  67, n o  1,1977, p.  1244.
  51. Informe de la Asamblea Nacional Francesa - Terremotos y movimientos de tierra , cap. 3.
  52. (in) Gemma Cremen y Carmine Galasso, "  Alerta temprana de terremotos: avances y perspectivas recientes  " , Earth-Science Reviews  (in) , vol.  205,junio 2020, Punto n o  103 184 ( DOI  10.1016 / j.earscirev.2020.103184 ).
  53. http://www.dinosoria.com/animal_seisme.htm .
  54. Khilyuk LF, Chilingar GV, Endres BL, Robertson JO (2000) Migración de gas; eventos que preceden a los terremotos . Butterworth-Heinemann, Woburn, Massachusetts, 389 p.
  55. Pulinets, S. y Uzunov, D. (2011). Modelo de acoplamiento de litosfera - atmósfera - ionosfera (LAIC): un concepto unificado para la validación de precursores de terremotos . Revista de Ciencias de la Tierra de Asia, 41 (4), 371-382.
  56. (in) LM Jones, "  Predicción de terremotos: la interacción de las políticas públicas y la ciencia  " , Proc. Natl. Acad. Sci. , vol.  93, n o  9,30 de abril de 1996, p.  3721-3725.
  57. Monitoreo de terremotos, tsunamis y actividad volcánica, Agencia Meteorológica de Japón , Tokio, parte Servicios de predicción e información para el terremoto de Tokai .
  58. A. PAWULA, 1997: Contribución a la explicación de las anomalías del radón 222 en el medio ambiente natural. Punto de vista de un geólogo. Seminario SUBATECH, Escuela de Minas de Nantes, Laboratorio de física subatómica y tecnologías asociadas.
  59. M. Singh, M. Kumar, RK Jain y RP Chatrath, radón en el agua subterránea relacionada con eventos sísmicos  ; Radiation Measurements Volume 30, Número 4, agosto de 1999, páginas 465-469 doi: 10.1016 / S1350-4487 (99) 00049-9 ( Resumen ).
  60. Garrote, M; Richon, P; Perrier, F; Avouac, JP; Sabroux, JC., 1999 Emanación de radón y variaciones de potencial eléctrico asociadas con la deformación transitoria cerca de los lagos del embalse . Nature, 399: (6732) 137-141. ( Resumen ).
  61. Precursores ionosféricos de terremotos , Sergey Pulinets, Kirill Boyarchuk, Springer, 2004, ( ISBN  978-3-540-20839-6 ) .
  62. Slivinsky, Terekhov y Liperovsky 2009 .
  63. (en) Antony C. Fraser Smith , "  Campos magnéticos de frecuencia ultrabaja que preceden a grandes terremotos  " , Eos, Transactions American Geophysical Union , vol.  89, n o  23,3 de junio de 2008, p.  211–211 ( DOI  10.1029 / 2008EO230007 , leído en línea , consultado el 28 de octubre de 2020 )
  64. (en) Masashi Hayakawa , Ryusuke Kawate , Oleg A. Molchanov y Kiyohumi Yumoto , “  Resultados de las mediciones de campo magnético ultra-baja frecuencia durante el Guam terremoto de 8 de agosto 1993  ” , Geophysical Research Letters , vol.  23, n o  3,1 st de febrero de de 1996, p.  241–244 ( DOI  10.1029 / 95GL02863 , leído en línea , consultado el 28 de octubre de 2020 )
  65. (En) AC Fraser-Smith , PR McGill , RA Helliwell y OG Villard , "  Mediciones de campo magnético de frecuencia ultrabaja en el sur de California durante el terremoto de Northridge del 17 de enero de 1994  " , Geophysical Research Letters , vol.  21, n o  20,1 er de octubre de de 1994, p.  2195–2198 ( DOI  10.1029 / 94GL01984 , leído en línea , consultado el 28 de octubre de 2020 )
  66. Tekla S. Perry, Encendido de la red de fibra óptica en un sensor gigantesco terremoto ,19 de octubre de 2017, consultó el 21 de octubre de 2017.
  67. Ciencia, Sus cables de fibra óptica pueden detectar terremotos , publicado en19 de octubre de 2017.

Ver también

Bibliografía

Artículos relacionados

enlaces externos