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Risque, nature et société

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Lucien Faugères
, 
Christiane Villain-Gandossi

II. Étude de cas. La prévision des séismes (Grèce, Albanie)

La méthode VAN, exemple de "greffe" scientifique1

Jacques Labeyrie

Texte intégral

LES CAUSES DES SEISMES

  • 1 Greffe (dans le sens primitif) : remplacement de la partie supérieure d'un arbre ou d’un arbuste, d (...)

1Ce n'est que depuis une vingtaine d'années que l'on a commencé à comprendre, dans ses grandes lignes, quelle était la cause des tremblements de terre. Et encore ne s'agit-il que de ceux que l'on appelle superficiels, ceux qui se produisent dans les deux ou trois premières dizaines de kilomètres de la croûte terrestre, là où elle est suffisamment froide (de température inférieure à 500° C environ) pour être considérée comme rigide, donc cassante. Dans ce cas, sous l'action de forces d'origine encore obscure, un morceau de la croûte d'un continent se déplace brusquement par rapport à un autre morceau qui lui est adjacent, en glissant (avec frottement) le long d'une faille qui les séparait. Dans la très grande majorité des cas, cette faille n'en était pas à son premier séisme et avait déjà, par conséquent, été soumise dans le passé à plusieurs glissements de ce genre. Nous verrons que cela a une grande importance pour la prévision des séismes.

2Le déplacement des deux morceaux l'un par rapport à l'autre, lors de ce glissement, n'est pas bien important : quelques centimètres dans les plus petits séismes, quelques mètres dans les plus importants. Mais la surface de contact entre les deux faces de la faille qui va être soumise au frottement et qui aura ses aspérités broyées lors de ce déplacement, est énorme. Bien que l'estimation de sa grandeur soit assez compliquée, assez imprécise, on peut dire qu'elle est en général de près de 200 km2 pour un séisme de magnitude*6, de plus de 800 km2 pour M = 7, et de près de 2000 km2 pour M = 7,5. Tout se passe comme si un verrou avait pendant longtemps bloqué ce déplacement, et puis cassait brusquement sous l'action des contraintes qui s'étaient accumulées progressivement pendant la phase de préparation du séisme. L'endroit où se trouvait le verrou et qui est celui où a lieu la cassure, au début du séisme, est le foyer ; c'est là, à l'instant de la cassure, que sont émises des ondes mécaniques qui vont se propager dans les terrains environnants, et c'est en arrivant à la surface du sol que ces ondes vont produire les dégâts, très variables selon l'énergie qui aura été libérée lorsque la cassure a eu lieu.

3Pour que les divers compartiments de la lithosphère aient tendance à bouger, il faut que des forces, agissant plus ou moins dans la direction des failles, leur soient appliquées. Dans le cas de la Grèce, on pense généralement que les forces causant la plupart des séismes superficiels sont venues de l'est : c’est la lithosphère turque qui a tendance à aller vers l’ouest, pour des raisons inconnues, et qui fait ainsi pression dans cette direction sur la lithosphère grecque.

4Il y a une autre catégorie de séismes que l’on appelle les séismes profonds, et dont on s'imagine le mécanisme avec moins de précision encore que pour les séismes superficiels. Ils apparaissent à des profondeurs considérables, 100, 500, comme sous la mer Tyrrhénienne, voire même près de 700 km, comme cela a été observé sous les Philippines, et longtemps on s'est demandé comment il pouvait se faire que des roches de cette profondeur, qui sont censées être très chaudes (bien plus de 1000° C), donc très plastiques, pouvaient cependant se casser pour engendrer des ondes sismiques. Ce n'est qu'au début des années 70, que l'on a compris que ces séismes se trouvaient engendrés dans les parties de la lithosphère océanique qui ont déjà plongé sous certaines parties de continents. On appelle Plan de Benioff la partie plongeante de ces lithosphères.

Fig. 1 (a)

Fig. 1 (a)

Légende Fig. 1 (a) Origine des séismes en Grèce. La plaque lithosphérique turque pousse vers l'ouest la plaque portant la mer Egée et la Grèce, à la vitesse de 2 à 3 cm/an. Celle-ci bute contre la plaque portant la mer Ionienne, ce qui produit une zone de compression sur la région côtière, avec des failles "inverses". Les contraintes de cisaillement essentiellement verticales sur ces failles engendrent des séismes. Par ailleurs, la plaque de la mer Ionienne a commencé à plonger sous la Grèce et cette plongée a ensuite été entretenue par le poids de la plaque, ce qui, à son tour, produit une dépression dans l'asthénosphère qui accélère le déplacement vers le sud-ouest de la plaque de la mer Egée (X. Le Pichon, Exposé au CFR, 1995). Enfin, en dehors des zones côtières des failles normales d'orientation est-ouest se produisent, qui en jouant vers l'ouest sous l'effet de la poussée turque, produisent des séismes.

Fig. 1 (b)

Fig. 1 (b)

Légende Fig. 1 (b) L'étrange sensibilité de la station de Kératéa. La station de Keratea, près du Cap Sounion, au sud-est d'Athènes, semble avoir une extrême sensibilité pour détecter les signaux en provenance des régions côtières de la mer Ionienne, et, également, pour détecter les séismes profonds qui se produisent sous le Péloponèse. Mais à condition que l’une des électrodes se trouve dans un des anciens dykes volcaniques de la région, l'autre pouvant être placée n'importe où. Ces dykes ont une très haute conductivité due à leur imprégnation par des sulfures de plomb, argent, or : c'est la région des mines du Laurium. Ces signaux de Kératéa sont de très longue durée, comme s'ils avaient traversé des régions à grande profondeur (ne laissant passer que les très basses fréquences, par "effet de peau", et allongeant ainsi la durée des signaux) et à très forte conductivité. Enfin, ils sont de grande amplitude. Tout ceci suggère que les signaux ont été acheminés en suivant le plan de Bénioff qui est situé entre la côte ionienne et Kératéa. Sous cette station, ce plan se trouve à grande profondeur, environ 200 km, en train de se faire digérer doucement dans l'asthénosphère, laquelle étant chaude est conductrice (les semi-conducteurs prédominent dans les roches qui la forment) ; en outre, les dykes d'alimentation des volcans y plongent probablement. Il apparaît donc que les signaux en question émis dans la "proue" mince de la plaque grecque, sur la côte ionienne, ou à grande profondeur sous le Péloponèse (donc dans le plan de Benioff) parviennent enfin à Keratea en remontant par une ancienne cheminée volcanique !

5C'est par exemple le cas de la lithosphère qui forme le fond de la Méditerranée orientale et qui plonge sous la Grèce (il serait plus exact de dire que ce qui a plongé sous la Grèce, c'est la lithosphère qui occupait alors, il y a quelques millions d'années, la place qu'occupe la Grèce aujourd'hui.) La zone où se fait la plongée a la forme d'une lame de faucille : sa pointe nord se trouve à l'ouest des îles Ioniennes, puis ce croissant continue au large des côtes du Péloponnèse, puis au sud de celles de la Crète, enfin, après être passé au sud de l'île de Rhodes va se perdre sur la côte sud de la Turquie. Cette zone marine de subduction se trouve marquée par diverses fosses marines. Le plan épais que forme cette vieille lithosphère a disparu sous la Grèce et la mer Egée avec un angle d'une trentaine de degrés sous l'horizontale. Sous l'île de Santorin, sa partie supérieure se trouve déjà à une profondeur d'une centaine de kilomètres, et à plus de 150 km lorsqu'elle arrive à la verticale d'Athènes : pas loin de là se trouvent à ma connaissance les séismes les plus profonds enregistrés dans le sol grec. Bien que les roches qui se trouvent là, dans cette vieille lithosphère devenue souterraine, aient probablement mis une trentaine de millions d'années, et parcouru plus de 300 km pour y parvenir, elles sont encore suffisamment rigides (donc à moins de 500° C) pour engendrer ces séismes profonds.

  • 2 Magnitude : unité, définie par le séismologue californien Charles f. Richter en 1935, qui permet d (...)

6Depuis une cinquantaine d'années, on a pris l'habitude d'exprimer par le moyen des magnitudes la grandeur des énergies libérées lors d'un séisme, et il y a, en gros, une relation entre la magnitude d'un séisme et les dégâts qu'il produit, dégâts qui s'expriment, eux, en intensités2. On a ainsi un moyen simple de comparer deux séismes, à la fois de façon objective (par les magnitudes, calculées après-coup par les sismologues), et de façon subjective, par les intensités exprimant les dégâts produits, et que tout le monde peut constater en se rendant sur place.

  • 3 Epicentre : c'est l'endroit de la surface du sol situé à la verticale du foyer du séisme. Pour les (...)

7L'histoire, et les observations contemporaines, nous apprennent que de tous les pays de l'Europe, c'est la Grèce qui a été, de loin, celui qui a subi et subit encore le plus de tremblements de terre. Elle a connu des séismes de toutes les magnitudes. Si on compare sa sismicité, magnitude par magnitude, avec celle d'un pays comme la France qui se trouve être parmi les pays les moins sismiques de l'Europe, on constate que dans le siècle actuel et dans la catégorie la plus élevée, celle des magnitudes comprises entre 7,0 et 8,0 (dans le monde entier il n'y a eu dans ce siècle que deux séismes dans la catégorie allant de 8 à 9), il y a eu 28 séismes en Grèce, alors qu'il n'y en a eu aucun en France durant la même période. Dans la catégorie en-dessous, celle des magnitudes entre 6,0 et 7,0, il y a eu 128 séismes en Grèce contre 1 en France (celui dit de Lambesc, en 1909, et qui fit une soixantaine de victimes). Quant aux séismes de magnitude entre 5 et 6, qui sont encore destructeurs d'habitations humaines s'il s'en trouve à moins de quelques kilomètres de l'épicentre3, il y en a probablement eu plusieurs milliers en Grèce contre seulement 16 en France, toujours dans ce dernier siècle !

8Ces phénomènes naturels extraordinaires que sont les tremblements de terre ont évidemment frappé fortement, et de tout temps, ceux qui en ont été les témoins. Si l'on se réfère au catalogue de A.G. Galanopoulos (1953 et 1955), ou à l'étude plus récente (1989) de Basile Papazachos, directeur du Laboratoire de Géophysique de l'Université de Salonique, l'histoire de la Grèce antique rapporte une bonne trentaine de séismes dont on a pu évaluer, d'après les descriptions de l'époque, l'intensité (c'est à dire les dégâts causés) et ainsi en déduire la magnitude probable. Ainsi, rien qu'entre 550 AV.J.C. et 26 AV.J.C., on en compte une vingtaine qui ont eu près de leur épicentre une intensité supérieure à IX sur l'échelle de Mercalli, donc très destructeurs, puisqu'à ce degré d'intensité correspond l'effondrement partiel ou total des bâtiments normaux, le déplacement des fondations, l'apparition de fissures dans le sol, et bien entendu un nombre de morts et de blessés qui peut être très important si ces destructions ont lieu dans une grande agglomération.

9Sur ce nombre de séismes, qui ont frappé un peu partout, aussi bien en Grèce continentale que sur les îles ioniennes ou sur celles de la mer Egée, il y en eut même trois dont on a pu évaluer l'intensité à X, ce qui implique la destruction totale des constructions en maçonnerie, ainsi que des glissements de terrain sur les berges des rivières et sur les fortes pentes. Le premier eut lieu en 368 AV.J.C., près d'Heraklion, en Crète, et on a évalué sa magnitude à 7,7 sur l'échelle de Richter, un second se produisit en 330 AV.J.C., près de Lemnos, au nord de la mer Egée, de magnitude évaluée à 7,0, et un troisième en 227 AV.J.C., à Rhodes, de magnitude 7,3. Mais le plus destructeur de l'antiquité fut celui de Sparte, en 464 AV.J.C. dont l'intensité a été estimée à XI. Dans ce cas, rien ne subsiste des bâtiments de pierre, de larges fractures sont produites sur le sol, ainsi que d'importants mouvements de terrain (si un tel séisme avait lieu aujourd'hui, il faudrait accroître la liste des dégâts et ajouter : rails de chemin de fer complètement tordus, ponts détruits). Le 26 juin 1926, l'île de Rhodes fut frappée par le plus fort séisme des temps modernes en Grèce : magnitude 8, Intensité XI !

  • 4 Miroir de Faille : une des parois de la faille, polie par le frottement, et dont la partie supérieu (...)

10Quant à Delphes, un simple coup d'oeil sur la montagne à pic qui la domine, et au pied de laquelle se voit un très beau "miroir de faille"4 suggère qu'elle n'a pas dû être épargnée : effectivement, la liste précitée nous apprend qu'elle subit d'importants séismes en 348 AV.J.C, puis en 279 AV.J.C. Plus près de notre époque, un séisme d'intensité IX et de magnitude = 6,8 se produisit le 1er août 1870 à quelques km de Delphes, au village d'Arachova.

LA PREDICTION DES SEISMES EST-ELLE POSSIBLE ?

11Dans un pays très peuplé, un séisme non prédit peut amener la mort de centaines de milliers de personnes. En exemple : le séisme de Tang-Shan, au nord-est de la Chine, à 200 km de Pékin, le 28 Juillet 1976. La magnitude fut de 8, suivie seize heures plus tard d'une "réplique" de magnitude 7,4. Le nombre de morts dans cette ville minière du nord-est de la Chine, malheureusement située sur la faille du séisme, dut avoisiner un million.

12La prévision des tremblements de terre, c'est à dire la prédiction de la position de son épicentre, et de sa magnitude est encore à l'heure actuelle un art très difficile. La prédiction de la date du futur séisme, ce qui intéresse au plus haut point les populations, est encore plus difficile. Avant de "rater" la prévision du séisme de Tang-Chan, les Chinois en avaient réussi une à Yinkow-Haicheng (province de Liaoning, à 500 km à l'est de Pékin) en février 1975, puis une autre en août 1976 à Song Pan, en Chine centrale. La première prévision réussie aux Etats-Unis, a été celle d'un séisme qui eut lieu en 1989 sur un tronçon de la faille de San Andreas, dans les montagnes de Santa-Cruz, à une soixantaine de kilomètres au sud de San Francisco.

13Entre temps est apparue la méthode "VAN", dont nous allons dire quelques mots seulement, puisqu'elle est au centre de notre symposium, et que plusieurs orateurs en parleront spécialement.

LA METHODE VAN

14Au début des années 80 une nouvelle méthode, dite "VAN", a été inventée par les physiciens grecs P. Varotsos, K. Alexopoulos, physiciens du solide, spécialistes de l'étude des défauts dans les cristaux, et K. Nomikos, électronicien. Les deux premiers, en partant de considérations thermodynamiques sur les cristaux soumis à la pression, ont conclu que ceux-ci pouvaient devenir polarisés électriquement lorsqu'ils étaient comprimés au-delà d'une certaine pression critique. Cette polarisation est due aux impuretés qu'ils contiennent (et qui sont déjà polarisées, mais avec des directions aléatoires) : au-delà de la pression critique, elles s'orienteront (en partie), dans la même direction et le même sens, pour peu qu'un champ électrique non nul préexiste dans le cristal.

15C'est alors qu'ils ont pensé à étendre ces considérations aux roches qui forment le socle cristallin de la Grèce. Les cristaux qui forment les roches naturelles contiennent en effet des quantités énormes d'impuretés (atomes qui ne font pas partie des atomes principaux des divers minéraux de la roche) : même si une roche ne contient que 1/1000 d'impuretés, ce qui est très peu, celles-ci constituent encore plus de 1019 atomes par gramme ! Par ailleurs, les roches habituelles du socle grec sont des granites, et donc contiennent des cristaux de quartz, capables d'engendrer un champ électrique dès que ce granite sera comprimé par des forces de pression, notamment par les forces tectoniques qui précèdent un séisme. Comme il semble qu'il y ait en général dans les roches une anisotropie dans la répartition des axes de ces cristaux de quartz, un champ résiduel subsistera qui permettra l'orientation unidirectionnelle des impuretés. Le fait que les dipoles entrent en jeu va ainsi multiplier par un facteur gigantesque l'intensité du faible champ électrique qui était dû au quartz.

16On peut remarquer au passage que cette idée, restée encore maintenant toute théorique (l'orientation des impuretés dipolaires sous l'influence de la pression ne fut pas vérifiée au laboratoire, faute de temps sans doute), sera, si elle est vérifiée une contribution majeure à la physique fondamentale de l'état solide, puisque c'est la prévision d'un processus qui est l'analogue de celui de l'aimantation dans les métaux ferromagnétiques. Dans ceux-ci, en effet, sous l'action d'un champ magnétique extérieur, tous les petits dipoles magnétiques s'orientent et viennent augmenter d'une façon énorme le champ initial.

Figure 2. Principe de la méthode VAN

Fig. 2 (a)

Fig. 2 (a)

Légende Fig. 2 (a). Les impuretés dipolaires sont orientées au hasard dans une roche non suffisamment contrainte.

Fig. 2 (b)

Fig. 2 (b)

Légende Fig. 2 (b). Si la contrainte de pression dans la roche dépasse une valeur critique, les impuretés sont orientées. Sous l'influence de la contrainte de pression qui précède un séisme, il arrive un moment où les impuretés dipolaires des minéraux deviennent suffisamment libres dans les réseaux cristallins et peuvent s'orienter toutes dans la même direction sous l’influence d'un champ électrique extérieur. Ceci donne lieu à des myriades d'impulsions qui se propagent dans le sol (et sans doute aussi dans l'atmosphère) et s'intègrent sous forme d'impulsions de courant, détectables à grande distance (100 km) si le terrain est conducteur.

Fig. 2 (c)

Fig. 2 (c)

Légende Fig. 2 (c). La distribution dans le temps des micro-impulsions individuelles donne, après intégration, et une fois recueillie sous forme de variation de potentiel entre deux électrodes plantées dans le sol, une grande impulsion (de l'ordre de 1 mv pour 50 m de distance interélectrode) : c'est le "signal électrique".

17Dans le cas qui nous occupe ici, celui des dipôles électriques réorientés dans les roches de la région focale sous l'effet de la pression, il y aura émission d'un quantum d'onde électromagnétique lors de la rotation de chacun de ces dipoles. En fin de compte, les roches de la région focale, à mesure que la pression y atteindra la valeur critique, émettront des trains d'ondes électromagnétiques qui se propageront à grande distance de cette région (des dizaines de km au moins).

18Le sol contient beaucoup de charges électriques, ne seraient-ce que les ions de l'eau qui remplit les pores et les fissures des roches ; les ondes vont mettre en mouvement ces ions et créer ainsi des courants électriques qui suivront les régions du sol les plus conductrices. Enfin, ces courants engendreront les signaux prémonitoires entre les paires d'électrodes des stations VAN. Sur ce point, on sait davantage de choses : on a observé depuis très longtemps que les séismes sont très souvent précédés d'émissions électromagnétiques (radio, et même lumineuses) qui semblent provenir de la région où ils vont se produire quelques jours plus tard. John Milne, un des très grands pionniers de la sismologie, en faisait déjà état il y a un siècle, et des observations très nombreuses ont confirmé cela depuis.

Figure 3. Découverte de la transmission à distance des impulsions électromagnétiques émises pendant la gestation d'un séisme. Séisme (magnitude 8,5) du 22 mai 1960 au sud du Chili. Le 16 Mai 1960, J.W. Warwick, Radio-Astronome à Hawaï, détecte avec son radiotélescope un bruit de fond anormal sur la fréquence 18 MHz, pendant 20 minutes. Il l'attribue à des ondes électro-magnétiques émises par les granites du Chili sous l'action des contraintes qui sont en train de "construire" le séisme qui va éclater 6 jours plus tard. Ici les impulsions électromagnétiques sont transmises à travers l'atmosphère sur près de 10.000 km, réfléchies entre l'ionosphère et la mer. (J.W. Warwick et al., 1982, J. Geophys. Res., 87, 2851.)

19Un sismologue soviétique, C.A. Sobolev, et un radio-astronome américain, J.W. Warwick, ont par ailleurs vérifié en laboratoire que des ondes électromagnétiques sont émises par les roches quand la pression qu'on leur applique devient proche du point de rupture par écrasement. Warwick avait du reste été amené à faire ces expériences pour vérifier que le bruit de fond anormal qu’il avait observé le 16 mai 1960 dans son radiotélescope de Hawaï pendant une vingtaine de minutes, et sur une fréquence qui était de 18 Mégacycles (bruit de fond qui avait été, en outre, observé par trois autres radio télescopes aux Etats-Unis) était bien dû, comme il le pensait, à l'émission d’ondes électro-magnétiques préalables au gigantesque séisme du 22 mai 1960 au Chili (un des deux plus grands de ce siècle). Dans ce cas, les ondes avaient cheminé dans l'atmosphère sur plus de dix mille kilomètres de distance, en se réfléchissant tantôt sur l'ionosphère et tantôt sur la surface de la mer.

20Je ne parlerai pas davantage ici de la façon dont, grâce à l'excellente électronique développée par K. Nomikos, l'équipe VAN s'y est prise pour détecter ces ondes électromagnétiques, car P. Varotsos a exposé la méthode et ses résultats lors de ce symposium de Delphes, et résume cela dans un autre chapitre de ce livre. Ce qui me semble remarquable, c'est l'audace dont les physiciens grecs ont fait preuve en appliquant aussitôt leur idée théorique à la prévision des tremblements de terre. Ils vérifièrent d'abord, en 1981, lors des séismes qui eurent lieu dans la région des Alcyonides, que des impulsions électriques apparaissaient entre deux électrodes plantées dans le sol à quelques dizaines de mètres l'une de l'autre (c'est ainsi que se traduit le passage des ondes électromagnétiques), et cela quelques heures avant chacune des répliques sismiques.

21Ils installèrent alors des stations un peu partout sur le territoire grec, grâce à l'aide de l'armée, et peu de temps après ils commencèrent à annoncer les prévisions qu'ils tiraient de leurs observations.

22C'était audacieux, parce que penser que l'on va pouvoir dorénavant prédire les séismes grâce à l'observation de ces toutes petites impulsions électriques (quelques millivolts), sans craindre d'être gêné par les considérables fluctuations de potentiel qui apparaissent aussi de temps à autre entre ces électrodes et qui sont dues aux parasites industriels, et à l'influence des variations des charges ionosphériques, c'était faire preuve d'un bel optimisme. Un optimisme que les spécialistes des courants telluriques étaient en général loin de partager.

23C'était audacieux aussi, d'une façon plus générale, parce que s'engager sans hésiter dans un domaine à peu près inconnu de la géophysique, c'était s'exposer à des erreurs possibles d'interprétation, et, selon un processus bien connu dans les Sciences de la Nature, c'était risquer des critiques acerbes de la part de certains spécialistes de ce domaine, et d'une façon plus générale, de la sismologie. Avoir en outre l'audace - et la générosité - de faire part de ces prévisions aux autorités et au public ne pouvait que renforcer ces critiques.

24J'oubliais toutefois de citer l'avantage essentiel de la méthode mise au point par les membres de l'équipe VAN : en quelques années, avec une ténacité et une clarté de jugement exemplaires, ils ont réussi à prévoir à court terme et avec justesse le lieu et la magnitude d'un nombre déjà grand de séismes en Grèce. Personne d'autre, à ma connaissance, n'avait encore réussi à le faire.

25Il y a cependant encore deux points faibles dans cette méthode.

26Le premier concerne la prévision de la date du futur séisme.

27Lorsqu'il s'agit d'une longue série de répliques (ce processus de séismes qui se suivent à intervalles qui vont en croissant avec le temps après un premier choc), la précision sur la date d'un nouveau choc est excellente en ce sens qu'elle est de quelques heures à au plus quelque jours. Ainsi, la prévision ne tient pas les gens trop longtemps hors de chez eux.

28En revanche, lorsqu’il s'agit du premier séisme d'une série, l'erreur sur la prévision est plus mauvaise : elle peut atteindre un ordre de grandeur d'un mois, comme ce fut le cas par exemple pour les séismes de Killini et Vartolomio sur la côte ouest du Péloponnèse, dont les signaux furent enregistrés par la station VAN de Joannina le 31 août 1988, et qui se produisirent les 22 septembre (Ms = 5,5) et le 16 octobre (Ms = 6,0). Je ne vois du reste pas, pour le moment, comment on pourra améliorer la précision dans ce genre de cas.

29Le second point faible concerne également les "premiers séismes" (ceux qui surviennent dans une région focale où il n'y a pas eu de séisme depuis longtemps, en tout cas depuis 1983, époque à laquelle a commencé à fonctionner le réseau VAN).

30Mais cette fois-ci c'est de la position de l'épicentre et de la magnitude qu'il s'agit. La difficulté provient du fait que la structure du sol grec n'est pas isotrope.

31Pour savoir d'où vient un signal, et quelle est la magnitude qu'il prédit, il faut d'abord reconnaître qu'il a une similitude de forme, la même polarité, etc., que celles d'un signal déjà connu, et qui était donc prémonitoire d'un séisme émis par la même région focale. Autrement dit, cela exclut les "premiers séismes", puisqu'on ne peut comparer leur signal à aucun autre signal déjà émis et catalogué.

32Heureusement, il apparaît que l'on puisse cependant dans certains cas déterminer la position et la magnitude d'un premier séisme lorsqu'on peut interpoler les variables du nouveau signal entre les variables de signaux issus de deux autres régions focales déjà connues et pas trop lointaines. Ce fut ainsi le cas pour le séisme de la région nouvelle de Killini-Vartomio dont on vient de parler, et dont les variables étaient interpolables entre celles des régions focales déjà bien connues de Patras et de Céphalonie.

33Je n'en dirai pas plus ici sur les critiques dont l'équipe VAN a fait l'objet, et pas davantage non plus sur les progrès qu'elle a faits en cours de route et sur les succès qu'elle a eus depuis ses débuts, car L. Faugères leur consacre dans ce volume un très intéressant historique. Je me contenterai de quelques remarques générales sur la position de la séismologie, dans le débat ouvert à propos de la prédiction des séismes.

  • 5 Mécanisme au foyer : c'est l'ensemble d'un certain nombre de variables importantes (notamment : pos (...)

34Voici un siècle environ que la sismologie est devenue une discipline scientifique, et les spécialistes de cette discipline, pendant ce temps, se sont surtout occupés de l'observation des ondes mécaniques émises par les zones focales. C'est pendant ce temps aussi, dans nombre de pays de vieille civilisation, qu'une coupure a eu tendance à se faire entre les Scientifiques s'occupant de recherche de plus en plus fondamentale, et ceux, d'autre part, qui s'occupaient des applications pratiques de ces sciences, voire de la réalisation des appareils dont avaient besoin ces scientifiques. Il ne faut donc pas s'étonner si les sismologues, dans la plupart de ces pays, sont devenus surtout des hommes d'observatoire, parfois du reste tout à fait excellents. Ils maîtrisent parfaitement l'interprétation des délicats enregistrements que leurs fournissent les sismographes et autres accéléromètres, grâce à quoi ils peuvent déterminer les épicentres et les magnitudes, voire les mécanismes au foyer et les moments des séismes qui viennent d'avoir lieu5. Il ne faut pas oublier aussi que leurs connaissances sont indispensables à ceux qui veulent tâcher de comprendre la structure de l'intérieur du globe terrestre : la difficile reconstruction des trajets des ondes mécaniques émises lors des séismes est le seul moyen que l'on ait, pour le moment, d'avoir quelques lumières sur ces profondeurs.

CONCLUSION

35Il y a plusieurs façons de s'y prendre pour faire une prévision sismique réussie.

36Il y a d'abord ce que l'on pourrait appeler la méthode "chinoise" : lorsque Chou-En-Lai, à la fin des années 60, ordonna au peuple chinois de prévoir les séismes, tout ce qui venait à l'esprit fut mis en oeuvre. Il y eut bien sûr les sismologues et leurs méthodes, mais aussi les géologues et leurs connaissances des failles et des divers types de roches ; il y eut aussi les géophysiciens et leurs appareils de mesure des déformations des terrains, ou des flux de radon sortant des puits, mais il y eut aussi les paysans et leur esprit d'observation des phénomènes naturels, depuis les mares qui se troublent jusqu'aux chevaux qui se cabrent, et aux serpents qui rampent en plein hiver sur le sol gelé. Et j'en passe : on composa ainsi ce qui peut se faire probablement de plus riche, en tout cas de plus varié, en fait de recherche interdisciplinaire, une sorte d'orchestre, étonnant par les joueurs qui y étaient rassemblés, avec un chef désigné : Fu-Chengyi. La méthode fut dans l'ensemble un succès : elle a réussi, au moins deux fois, et peut-être davantage. Malheureusement, parfois la prévision a été manquée, et l'on a vu ce que cela a coûté à Tang-Chan. Mais on doit considérer cet échec, si désastreux fût-il, comme une maladie de jeunesse, car on a compris bientôt d'où était venue la méprise ; et il faudrait être vraiment de mauvaise foi pour conclure qu'à cause de cet échec la méthode chinoise ne vaut rien.

37Il y a aussi la méthode que l'on pourrait appeler américaine. Là aussi, le risque sismique est pris au sérieux, car les Etats-Unis, en plus de l'Alaska, ont deux régions sismiquement importantes, la Californie, en mouvement quasi-continuel, et où la mémoire de tous est hantée par le souvenir de la catastrophe de San Francisco, le 18 avril 1906 (Ms = 8,3, avec en plus un gigantesque incendie) et la région de New-Madrid, dans l'état du Missouri, au bord du Mississipi, qui donna trois très forts séismes en 1811-1812. Aux Etats-Unis on ne fait pas appel aux paysans, comme le font les chinois. Mais à part cela, c'est la même méthode qui est mise en oeuvre : l'attaque en masse du problème par une armée de chercheurs, la seule différence étant qu'ici elle est plus scientifique et technique qu'en Chine. Bien qu'ils aient eu dans le passé, et continuent à avoir, des sismologues de grande valeur, les américains ne craignent pas de faire appel à de nombreux spécialistes d'autres disciplines scientifiques. Par exemple, ils surveillent la faille de San Andreas par toutes sortes de méthodes, et notamment par son éventuelle émission d'ondes électro-magnétiques, tout comme on le fait dans la méthode VAN. La seule différence étant que c'est l'émission radio dans l'atmosphère qui est surveillée (c'est ce que font aussi les sismologues soviétiques et japonais) et non pas les ondes électriques du sol (c'est cependant par ce seul moyen que l'on a eu des signaux juste avant le récent séisme de Santa-Cruz). Toute cette surveillance est alimentée par la richesse technique caractéristique des grandes entreprises de ce pays : réseau très dense de stations de tout genre, appareils d'observation relayés par satellites, etc. En fait, on a l'impression d'une mobilisation permanente, avec une multitude de scientifiques constamment en éveil pour guetter des signes prémonitoires et aussi pour tâcher d'imaginer sans cesse des méthodes de prévision plus fiables.

38Il existe enfin une façon complètement différente de ces deux premières pour résoudre les problèmes. Elle consiste à laisser attaquer ceux-ci par des hommes neufs, qui mettront souvent en oeuvre des idées originales, parfois très éloignées de celles qui règnent dans les milieux officiels. En général, cette méthode s'est montrée très efficace, et cela s'explique aisément : quand on butte sur un problème, c'est tout simplement parce que les méthodes classiques ne sont pas adaptées. Et le seul espoir de le résoudre est évidemment de l'attaquer avec des concepts et des méthodes différentes, qui sont venus d'autres domaines de la connaissance, et qui parfois ne sont même pas encore considérés comme formant une discipline.

39C'est de cette façon que les physiciens de l'équipe VAN ont traité le problème de la prévision des séismes. Par les nombreuses questions qu'elle soulève, la méthode imaginée par les "VAN" va probablement déclencher une quantité de recherches dans des domaines scientifiques sans connexion jusque là avec la sismologie. Ainsi, ce faisant, elle va contribuer du même coup à combler des lacunes évidentes dans les connaissances de ces domaines.

40Malheureusement, dans cette façon d'aborder les problèmes, l'esprit de corps des spécialistes officiels joue, et, très souvent, ils accueillent fort mal ces innovations. Parfois même, ils font un front commun contre l'intrus qui ose pénétrer dans leur domaine. Cela s'est produit à plusieurs reprises, dans l'astronomie par exemple, avec un ou deux cas fameux au temps de la Renaissance, mais aussi à une époque plus proche de nous dans les sciences de la médecine, et même aussi dans les sciences de la Terre : on connaît l'exemple des océanographes et des spécialistes du magnétisme qui ont prouvé, il y a une vingtaine d'années, la validité de la théorie de la dérive des continents. Elle avait été inventée par le climatologue Alfred Wegener un demi-siècle auparavant et avait été l'objet de l'incrédulité et des railleries des géologues durant tout ce temps.

Notes

1 Greffe (dans le sens primitif) : remplacement de la partie supérieure d'un arbre ou d’un arbuste, dont les productions ne correspondent pas à ce que l'on attend, et dont on ne conservera que la partie racinaire et le tronc, par un greffon emprunté à un autre arbre ou arbuste d'espèce ou variété différentes et qui se développera en donnant des parties supérieures qui correspondent mieux à ce qu’on attend.

2 Magnitude : unité, définie par le séismologue californien Charles f. Richter en 1935, qui permet d'évaluer l'énergie mécanique produite au foyer d'un séisme, en mesurant l'amplitude des ondes enregistrées par un certain type de séismomètre à une certaine distance de ce foyer. la relation entre l'énergie mécanique (e) dégagée au foyer (exprimée en joules) et la magnitude (Ms) est la suivante :
log E= 1,5 Ms + 4,8
Autrement dit, d'un degré de magnitude au suivant, le log augmente de 1,5 et donc l'énergie émise augmente d'environ 32 fois. A titre de comparaison, l'explosion, au foyer du séisme, de 1300 tonnes de TNT produirait autant d'énergie qu'un séisme de Ms = 6. Jusqu'à présent, on n'a pas encore observé de séisme atteignant la magnitude 9 (cette magnitude serait équivalente à l'explosion de plus de 45 millions de tonnes de TNT). Ms signifie "magnitude de surface" : c'est la plus employée, mais il y en a d'autres : Ml (m. locale), mb (m. de volume), Md (m. de durée), MW (m. d'énergie).
Intensités : c'est une échelle (autrefois dite de Mercalli, et aujourd'hui dite MSK) exprimant les dégâts causés aux constructions humaines et à la topographie. Elle est remaniée de temps en temps par des commissions internationales pour tenir compte des changements dans les types d’immeubles (les dégâts dans un immeuble en béton armé ne sont pas les mêmes que ceux subis par une maison en moellons, et ceux qui affectent une voie ferrée ne sont pas les mêmes que ceux que subissaient autrefois les routes empierrées). Elle compte douze degrés, depuis le degré 1, où rien n'est ressenti par les hommes, jusqu'au degré XII, où toutes les constructions actuelles au-dessus du sol ou au-dessous (mines) sont pratiquement détruites, où le paysage est bouleversé sur des centaines, ou même des milliers de km2.

3 Epicentre : c'est l'endroit de la surface du sol situé à la verticale du foyer du séisme. Pour les petites magnitudes (inférieures ou égales à 6, la position de l'épicentre est bien définie, à un ou deux kilomètres près. Mais, pour les très forts séismes (7 et au-delà), la définition est moins précise car la zone broyée s'étend sur une vaste longueur (50 km pour M = 7, une centaine de Km pour M = 8) le long de la faille où le glissement a eu lieu.

4 Miroir de Faille : une des parois de la faille, polie par le frottement, et dont la partie supérieure est sortie au-dessus du sol, en général à l'occasion d'un séisme. La surface d’un tel miroir peut atteindre plusieurs centaines de mètres carrés.

5 Mécanisme au foyer : c'est l'ensemble d'un certain nombre de variables importantes (notamment : position et orientation de la faille du séisme, direction des contraintes qui se sont exercées dans la région du foyer). On peut les déterminer à partir des enregistrements des sismographes.
Moment : c'est une donnée qui rend mieux compte que la magnitude (en fait on devrait dire les magnitudes ; car on a vu qu'il y en a de plusieurs sortes, adaptées plus spécialement aux diverses types d’ondes qui permettent de les évaluer) de l'énergie totale dégagée dans la région de la faille (frottement, broyage, chaleur, en plus des ondes mécaniques envoyées au loin). Le moment est assez difficile à évaluer car il nécessite l’évaluation préalable, difficile et imprécise, de la surface de faille qui a joué, et de la résistance des roches au cisaillement.

Auteur

Directeur de Recherches honoraire, CNRS/CEA, Gif-sur-Yvette, France.

© Éditions de la Sorbonne, 1996

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