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Risque, nature et société

 | 
Lucien Faugères
, 
Christiane Villain-Gandossi

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

Nouvelles idées, nouvelle complexité

Jacques Labeyrie

Texte intégral

INTRODUCTION

1Ce qui va suivre dérive de quelques idées nouvelles concernant la genèse des signaux sismiques utilisés par la méthode VAN, et qui m'ont été suggérées par l'étude de cette méthode depuis 1986.

2Tout d'abord, je rappellerai que dans les conceptions actuelles on pense que les poussées tectoniques qui déplacent les continents sont les mêmes que celles qui engendrent les séismes. Des pays entiers avancent ainsi sous leur action, dans la même direction, séisme après séisme, depuis des millions d'années. Ainsi la croûte de la Grèce (et de la mer Egée, qui n'est, semble-t-il, qu'un morceau de croûte continentale recouverte par un peu d'eau), avance constamment vers l'ouest, poussée par la lithosphère turque (elle-même poussée par l'Iran, etc.). Mais, maltraitée par la poussée, la croûte continentale n'est pas restée intacte. Si un obstacle s'oppose en un point à ce déplacement, la contrainte de pression va prendre une valeur considérable en amont de ce point, alors que les régions voisines auront tendance à se déplacer sans effort, tout comme le fait l'eau d'un ruisseau coulant autour d'une grosse pierre.

3Mais une croûte continentale n'est pas un liquide : elle est rigide, donc cassante, au moins sur la première trentaine de kilomètres de son épaisseur. Il y aura donc création de failles encadrant la partie qui est empêchée d'avancer, failles qui seront en général parallèles à la direction du déplacement, en tous cas dans les régions qui s'"écoulent" facilement. Ces failles séparent des blocs qui ont des vitesses de déplacement légèrement différentes, bien que la poussée qui produit ce déplacement soit orientée, en gros, dans la même direction. Les parois de ces failles sont par endroits, en outre, soumises à des forces transverses qui ont tendance à les serrer l'une contre l'autre, et en d'autres endroits, en revanche, elles pourront avoir une légère tendance à s'écarter. C'est ce qui se passe, pour le moment, pour les régions intérieures de la Grèce.

4Par contre, les régions de la côte occidentale du Péloponnèse, ou celles qui sont au sud de l'île de Crète, apparaissent comme étant affrontées à un obstacle difficile à franchir ; dans ce cas, il n'y a plus glissement des divers blocs de la croûte les uns contre les autres comme dans le cas précédent, mais il y a au contraire compression (produisant ce qu'en langage géologique on appelle des failles inverses) : les failles auront tendance alors à être placées perpendiculairement à la direction générale du déplacement du continent, comme il est indiqué très schématiquement sur la Figure 1, et les blocs adjacents auront tendance à monter l'un sur l'autre.

5Les grands blocs entre failles, ont, pour fixer les idées, la dimension d'un département français, parfois celles d'une province. Quant aux failles dont on vient de parler, elles sont en général de grandes cassures verticales, traversant toute l'épaisseur de la croûte rigide. C'est là, sur ces failles, que se produiront de temps à autre les séismes : il n'y a pas production de séisme en dehors d'une faille.

  • 1 Forces de cisaillement : un ensemble de deux forces parallèles, égales et de signe contraire, appl (...)

6Lorsqu'il y a un séisme quelque part, c'est donc que les forces transverses de pression qui maintenaient serrés l'un contre l'autre les deux flancs d'une faille, la "faille du séisme", n'ont plus été assez fortes pour que le "collage" de celle-ci résiste aux forces de cisaillement1, et elle a brusquement glissé, dans une direction soit horizontale, soit verticale.

Figure 1. Ecoulements et compressions dans un "courant" de lithosphère continentale

Figure 1. Ecoulements et compressions dans un "courant" de lithosphère continentale

7Ces forces de cisaillement diminuent brutalement après un séisme, puis recommencent à croître, plus ou moins vite, sous l'influence des poussées tectoniques existant dans la région de la faille. Il s'ensuit qu'il s'écoulera une durée plus ou moins longue de gestation entre deux séismes successifs. Cette durée pourra varier de quelques minutes, au début d'une série de "répliques" (comme c'est le cas très souvent en Grèce), à des siècles pour des continents, ou de vastes morceaux de continents, où les forces tectoniques de déplacement sont très faibles, comme c'est le cas pour l'Eurasie du nord.

8On avait autrefois tendance à se représenter le volume focal où va naître le séisme (que l'on appellait autrefois le foyer) comme une sorte d'ellipsoïde. On se l'imagine plutôt maintenant comme ayant la forme d'une planche, située entre les deux parois accolées de la faille sismique. C'est cette planche virtuelle qui va se trouver broyée au moment du séisme, diminuant ainsi suffisamment l'adhérence entre les blocs de la croûte pour qu'ils puissent glisser de quelques décimètres, voire de quelques mètres l’un par rapport à l'autre. Remarquons que ce broyage est un processus itératif : au moment où est atteinte en un point quelconque de la surface de la faille la contrainte de cisaillement "finale", celle qui est suffisante pour casser, à cet endroit, les liaisons entre les deux parois, immédiatement une partie de la contrainte, se reportera sur les surfaces restantes, lesquelles casseront alors aussitôt, ou tout au moins en un temps très court, ne durant pas plus de quelques secondes.

  • 2 P. Varotsos, K. Alexopoulos, 1986, Thermodynamics of point defects and their relation with hulk pr (...)

9Par ailleurs, et ceci concerne plus spécialement le processus par lequel s'élaborent les signaux sismiques qu'utilise la méthode VAN, les analyses chimiques modernes nous informent que ce volume focal contient un nombre immense d'impuretés, comme d'ailleurs n'importe quel volume de roches de la croûte. Selon la théorie élaborée par MM. Varotsos et Alexopoulos2, une proportion très importante de ces impuretés est constituée de petits dipôles (c'est à dire d'atomes électriquement polarisés). Tant que la pression de cisaillement dans les roches qui avoisinent la faille n'a pas atteint une certaine valeur critique (que j'appelerai P, comme "polarisation"), ces dipôles restent orientés dans toutes les directions ; en revanche, ils s'orienteront quand la valeur P sera atteinte dans l'élément de roche où ils se trouvent. C'est à ce moment que ce volume émettra les ondes électromagnétiques composant le signal VAN, dit "SES" (comme "Signal Electrique Sismique"). P est le plus souvent inférieure à la pression produisant la cassure : d'où la possibilité de prévoir le séisme selon VAN.

1. LE DELAI ENTRE LE SIGNAL ELECTRIQUE SISMIQUE ("SES") ET LE SEISME ("EQ")*

10L'expérience a montré que ce délai (dénommé "lead time" dans les publications de l'équipe VAN), pouvait varier entre quelques heures (ou peut-être même moins), et environ un mois (mais peut-être même plus).

11Il apparaît, après la dizaine d'années écoulée depuis les débuts de la méthode VAN, que les délais courts, inférieurs à six jours, sont de loin ceux qui sont les plus abondants en Grèce. Par ailleurs, les SES correspondants sont issus de failles en cours de réarrangement, ce qui est l'état habituel d'une faille après un premier séisme. Dans la série de séismes (de "répliques") qui va suivre ce premier séisme, les intervalles de temps entre ces répliques seront courts, surtout pour les premières de la série, et il est donc normal que le délai entre SES et EQ, en général, forcément plus court que cette durée, soit lui-même court.

Figure 2. Explication du délai variable entre le signal et le séisme. Dans une région où les séismes sont rares, les contraintes de pression augmentent lentement et un délai entre la pression critique P, où s’orientent les dipôles, et la contrainte finale S produisant le séisme, est grand (typiquement, quelques mois). Une région à séismes fréquents est une région où les contraintes augmentent rapidement, et l'intervalle P-S est court (quelques jours).

Figure 2. Explication du délai variable entre le signal et le séisme. Dans une région où les séismes sont rares, les contraintes de pression augmentent lentement et un délai entre la pression critique P, où s’orientent les dipôles, et la contrainte finale S produisant le séisme, est grand (typiquement, quelques mois). Une région à séismes fréquents est une région où les contraintes augmentent rapidement, et l'intervalle P-S est court (quelques jours).

(*) EQ, comme "Earth Quake" (tremblement de terre, en anglais)

12Puis, après quelques semaines ou quelques mois, les séismes s'espaceront de plus en plus et la série s'arrêtera. Durant tout ce temps, on observe que les délais entre un SES et le séisme correspondant sont courts, même à la fin de la série, alors que les séismes sont maintenant espacés de plusieurs semaines. On peut penser qu'à la fin de la série, la contrainte de cisaillement est retombée au voisinage de la valeur zéro.

13La faille, pense-t-on, ne redonnera une nouvelle série que longtemps après la fin de la première. Alors, suivant les régions, des années, parfois des décennies, voire même des siècles, sans doute, s'écouleront avant qu'un nouveau "premier séisme" ne se produise sur cette faille, du moins sur une portion de celle-ci qui avait donné lieu à une série. Il est logique de penser que dans ce cas la contrainte, partant de zéro, a mis longtemps à atteindre la valeur critique, et qu'elle mettra ensuite longtemps à passer à la valeur finale produisant la cassure et le séisme.

14Ainsi : dans une faille en cours de réarrangement, après un ou plusieurs séismes, les délais sont courts, inférieurs à six jours. Par contre, lorsque l'on reçoit un SES d'une faille où il n'y a pas eu de séisme depuis longtemps, et où ce SES est donc prémonitoire d'un "premier séisme", le délai sera long.

15Il y a parfois, dans le voisinage des régions agitées si fréquentes en Grèce, des régions beaucoup plus calmes, qui ne tremblent que beaucoup plus rarement, bien qu'elles soient situées tout près de zones de failles à activité quasi-incessante, et ces régions appartiendront donc au domaine des longues durées entre SES et EQ.

16Un de ces refuges tranquilles était la petite région où se trouvent les villes de Killini et Vartolomio, sur la côte ouest du Péloponnèse. Elle n'avait pas bougé depuis des années, bien qu'elle se trouve près du point de jonction de deux zones très agitées : celle de Patras-Corinthe, et celle des failles nord-sud qui bordent du côté de la mer Ionienne l'île de Céphalonie, lorsqu'elle donna lieu à un premier séisme le 22 septembre 1988. On pouvait donc s'attendre, à l'occasion d'un premier séisme dans cette région, qu'un long délai le sépare du SES qui l'avait annoncé.

17Effectivement, le SES relatif à un tel premier séisme eut lieu le 31 août précédent, soit un long délai de 22 jours. Un second séisme se produisit dans la même région tranquille le 16 octobre, et son SES avait eu lieu 15 jours auparavant. Le fait que dans ce cas aussi le délai soit long, et non pas très court comme lorsqu'il s'agit d'une réplique, s'explique par le fait que ce second séisme n'avait pas les caractères d’une réplique : il était de forte magnitude (Ms> 6), plus grande que celle du séisme du 22 septembre, et, d'autre part, il se trouvait une quarantaine de kilomètres plus à l'est que le précédent, sans doute sur une autre faille. C'était donc, lui aussi, un "premier séisme".

2. CONSIDERATIONS TOUCHANT A LA NATURE ELECTRIQUE DES SIGNAUX

18Nous allons maintenant quitter la description des phénomènes observés pour passer à des hypothèses concernant la genèse des SES.

  • 3 P. Varotsos, K. Alexopoulos, 1986, Thermodynamics of point defects and their relation with bulk pr (...)

19Reprenons comme point de départ les mécanismes de base de formation d'un de ces signaux électriques, selon la théorie élaborée par P. Varotsos et K. Alexopoulos3 : quelque part dans le sol de la Grèce, dans le volume focal d'un futur séisme qui se produira dans quelques heures, ou dans quelques années, la contrainte critique vient d’être dépassée dans une partie de ce volume. La roche qui constitue cette partie, et qui est donc celle-là même qui va casser plus tard, va voir les myriades d'impuretés dipolaires qu'elle contient (et qui sont les atomes non majoritaires de ses cristaux) s'aligner brusquement dans une certaine direction. Elle va ainsi se transformer en source polarisée de champ électrique, et restera ainsi tant que la contrainte locale restera au-dessus de la valeur critique, c'est à dire sans doute jusqu'à l'instant du séisme.

20Il est important de remarquer, pour comprendre ce qui va suivre, que cette polarisation ne va pas atteindre instantanément sa structure définitive, mais que cette mise en place des dipôles va durer un certain temps, peut-être des heures, au total. Par ailleurs, le rythme auquel se fera cette mise en place sera très irrégulier, variant d'un instant à l'autre. La variation du champ électro-magnétique émis par tous ces dipôles en train de s'aligner va donc se faire par saccades, et le rythme de celles-ci sera fidèlement transmis autour du volume focal par les ondes qui "raconteront" cet événement compliqué, et se propageront dans l'espace avoisinant à une vitesse voisine de celle de la lumière. Remarquons toutefois que ces ondes se propageant dans un sol conducteur parce qu'il contient des charges électriques (ici ce sont des ions, parce que la conductivité du sol est due à de l'eau qui imbibe ses pores ; dans un métal, en revanche, ce seraient des électrons), elles se transformeront en courants variables ayant la même fréquence.

21Si maintenant on observe ces courants, avec un détecteur approprié (par exemple ce détecteur sera formé par les électrodes plongées dans le sol des stations VAN), la façon dont ils seront traduits par celui-ci sous forme de fluctuations de potentiel dépendra de sa constante de temps ainsi que de celle des circuits électroniques qui le suivent. Si la constante de temps de l'ensemble est petite (par exemple des micro-secondes), l'ensemble des fluctuations de potentiel apparaîtra comme une suite de petites impulsions séparées par de brefs intervalles de temps. Si au contraire la constante de temps est grande (quelques secondes à quelques minutes, comme c'est le cas pour la plupart des stations VAN), l'aspect sera tout différent : ces impulsions seront "intégrées", c'est à dire qu'elles s'additionneront pour former un paquet d'amplitude d'autant plus grande que la constante de temps sera plus grande.

22On peut remarquer au passage que si on avait une constante de temps extrêmement grande, on intégrerait les micro-impulsions données par tous les dipôles qui se sont retournés, et ainsi on aurait une façon de mesurer leur nombre, à supposer que les micro-impulsions produites aient une valeur moyenne constante statistiquement. Il apparaît en fait que dans la réalité l'essentiel du processus d'alignement des dipôles, mettons 80 %, se produit en un temps court, quelques secondes à quelques dizaines de secondes. Cela indique qu'il suffira d'avoir une constante de temps du même ordre de grandeur pour que l'amplitude du signal, c'est à dire celle du SES, soit proportionnelle au nombre de dipôles qui se sont alignés dans l'essentiel du volume focal, toutes choses égales par ailleurs (cette explication est très voisine de celle qui avait été donnée par MM. Varotsos et Alexopoulos dans leur livre paru en 1986).

3. LA RELATION ENTRE L'AMPLITUDE DU SES ET LA MAGNITUDE DU SEISME

23Cette proportionnalité est vraisemblable, car l'analyse chimique montre que pour les roches (par exemple le granite) d'une région focale donnée, la densité d'impuretés est pratiquement constante sur de grands volumes ; d'autre part, les études de mécanique des roches montrent que la résistance élastique aux forces de cisaillement avant rupture est également, en général, homogène dans de grands volumes de roche. Dans des séismes (et des SES) successifs se produisant au sein des roches d'une même région focale, il y aura donc la même relation de proportionnalité entre le nombre N des dipôles qui s'alignent (et donc l'amplitude A du SES) et le nombre des liaisons cristallines cassées à l'instant du séisme. Ce dernier nombre est proportionnel à l'énergie mécanique E dépensée à cet instant.

24On peut donc écrire :

25A = k.E

26ou : log A = log k.E = log k + log E

27ou encore : log A = k'+ M (1)

  • 4 P. Varotsos, K. Alexopoulos, 1984 a and 1984 b, Physical properties of the variations of the elect (...)

28puisque M est par définition égale au logarithme de l'énergie dépensée dans le séisme, plus une constante k'. Il en résulte que le logarithme de l'amplitude du SES est proportionnel à la magnitude. C'est du reste ce qui a été constaté expérimentalement dès les premières années d'exploitation de la méthode VAN, lors de l'analyse des séismes qui s'étaient produits au long de l'année 1983 dans la zone faillée de Céphalonie, et de leurs SES qui étaient tous vus du même endroit, la station de Pirgos4.

29La relation (1) avec le même k' ne serait évidemment plus valable pour une autre station située dans une région géographique différente, puisque, la densité des lignes de courant dans le sol n'est pas constante d'un endroit à un autre de ce sol. Notamment, si la surface de ce sol peut être considérée comme infinie, les lignes de courant iront en divergeant en s'écartant de la source, et l'on peut donc prévoir que l'amplitude d'un même SES diminuera lorsqu'il sera détecté par des stations de plus en plus lointaines de sa source.

30Enfin, pour comprendre pourquoi l'amplitude (A) d’un même SES varie suivant l’orientation de la ligne joignant les deux électrodes, il suffit de se rappeler, à la façon des géophysiciens qui font de la prospection par les courants telluriques, que le courant qui circule le long de cette ligne n'est que la projection sur celle-ci du vecteur représentant le courant moyen, sous la station, de la nappe des courants telluriques de tout type, qu'ils soient d'origine ionosphérique, sismique, ou "culturelle".

4. CONSTANCE DE LA POLARITE DES DIVERS SIGNAUX SES EMIS PAR UNE ZONE FOCALE DONNEE

31C'est un fait d'observation par l'équipe VAN que les divers séismes d'une zone focale donnée émettent tous des SES qui ont la même polarité, (c'est à dire qu'ils sont tous positifs, ou négatifs, par rapport au courant moyen local), pour chacune des lignes d'électrodes d'une station capable de les recevoir.

32La polarité d'un SES est due, selon MM. Varotsos et Alexopoulos (1986), au fait que les dipôles se réorientent tous selon le champ piézoélectrique rémanent spontané (dont l'amplitude est environ 1 % de celui qui serait dû à une orientation identique de tous les quartz) de la roche composant la zone focale. Il en résulte que le champ électrique total de la source sera le même quel que soit le SES et la polarité aussi.

33Toutefois, il ne faut pas oublier trois faits généralement reconnus :

  1. la zone focale est étalée sur un plan de faille, et non localisée en un foyer de dimensions restreintes ;
  2. cette faille a déjà glissé un grand nombre de fois dans le passé, donc elle est fortement mylonitisée, c'est à dire que les grains ou cristaux de la surface de ses lèvres sont broyés, déplacés. Les cristaux de la faille ont leurs axes les plus longs orientés par exemple selon l'axe du déplacement, qui est à peu près toujours le même au cours du temps, puisque la faille glisse toujours dans la même direction. Pour la même raison, les plus courts de leurs autres axes (ceux-ci sont les axes électriques) seront orientés plus ou moins perpendiculairement au plan de la faille, il en résulte que les failles mylonitisées présentent toutes une forte anisotropie piézo-électrique (G. Marinelli, communication privée), pour les raisons suivantes :
  3. la faille est soumise constamment à une contrainte de compression perpendiculaire à son plan, due à la pression générale dite hydrostatique qui règne dans le sol, et qui croît de 2 à 3 bars pour chaque accroissement de la profondeur de 10 mètres. Elle a pour effet de resserrer l'une contre l'autre les deux lèvres de la faille, et par conséquent, comme nous l'avons vu plus haut, d'empêcher la faille de glisser. Elle a aussi pour effet de comprimer selon les axes électriques des quartz, et donc de créer dans la région faillée un champ électrique permanent et quasi-constant en sens, direction et intensité. Ce champ sera donc, peut-être, le champ orienteur sur lequel s'orienteront les dipôles au moment du SES5.. Pour autant que je sache, toutefois, ce champ électrique n'a pas encore été observé au voisinage d'une faille.

34On peut remarquer au passage qu'un forage à grande profondeur effectué à proximité immédiate d'une faille sismique bien connue (San Andréas en Californie, par ex.) devrait permettre d'observer ce champ et d'observer sa croissance lors de la gestation d'un séisme.

35Ce champ orienteur dû à la faille mylonitisée, toujours orienté de la même façon pendant des centaines de milliers d'années, permet d'expliquer la constance, d'un séisme à l'autre, de la polarité des courants de SES émis par une même faille sismique, et qui est une des propriétés fondamentales des SES émis par une même zone focale.

5. LES COUPLES ZONE FOCALE-STATION

36Ainsi, d'après ce qui vient d'être dit, il apparaît une caractéristique maintenant bien connue de la méthode VAN : un volume focal donné, et une station donnée qui est capable de recevoir les SES émis par ce volume forment un "couple" bien étalonné, en ce sens que ces SES auront toujours la même polarité sur la ou les lignes de même orientation de cette station (une station comporte en général deux groupes de lignes orthogonales d'électrodes, un nord-sud et un est-ouest). Ceci, qui provient de la constance du champ électrique de la faille dont on vient de parler permettra donc de reconnaître à priori la région focale d'où vient le SES, et donc de prédire où se trouvera l'épicentre. Par ailleurs, dans ce couple, il y a toujours la même relation entre l'amplitude constatée du SES et la magnitude du futur séisme, ce qui permet de prédire cette future magnitude avec une bonne précision.

37Ce couplage est extrêmement précieux dans un pays comme la Grèce, où un fort pourcentage des séismes provient de failles ayant déjà produit des séismes récemment. On connaît donc déjà les caractéristiques de ces faille, permettant ainsi de déterminer l'épicentre et la magnitude de tout nouveau séisme qui s'y préparera.

38C'est ce qui se passe par exemple pour la zone de Céphalonie, très active pendant l'année 1983, et qui a recommencé à donner quelques séismes de magnitude Ms = 4, 5 ou 6 à partir de l'année 1985. Cette zone est "entendue" et a été étalonnée par au moins deux stations du réseau VAN : Pirgos et Ioannina.

39En somme, ce qui constitue encore un problème non résolu par la méthode VAN, c'est la prévision des séismes provenant de zones non encore étalonnées (et encore peut-on, au moins dans certains cas, faire une prévision correcte de l'épicentre nouveau, sinon du délai entre SES et EQ) par interpolation entre deux zones connues, comme ce fut le cas en septembre 1988 de la zone nouvelle de Killini-Vartolomio dont nous avons parlé plus haut.

6. LES ONDES DANS L’ESPACE

  • 6 J.W. Warwick, C. Stocker, T.R. Meyer, 1982, J. Geophys. Res., 87, 2851.
  • 7 G.A. Sobolev et al. 1983, Izv. Ac. Sc. URSS, Earth Physics, 18, 572.

40Les observations de Warwick6, de Sobolev7 et de leurs collaborateurs, ainsi que de nombreux auteurs, indiquent qu'une partie des ondes électromagnétiques issues de la source, si celle-ci n'est pas trop profonde, va sortir du sol et se propager dans l'atmosphère, puis dans l'espace.

41Une question se pose alors immédiatement : pourquoi ne pas détecter ces ondes par une (ou plusieurs) antennes placées dans l'atmosphère ? Cela se ferait dans les bandes de fréquence que l'expérience aurait indiquées comme les plus adéquates, c'est à dire celles où se trouve une fraction importante de l'énergie radio rayonnée dans l'espace, et, par ailleurs, le moins de bruit "culturel". L'avantage des ondes qui se propagent dans l'espace (ou l'atmosphère) est double par rapport à celui des ondes qui se propagent dans le sol et qu'utilise la méthode VAN. Le premier avantage est que l'amplitude des ondes d'espace, en fonction de la distance r entre l'antenne et l'épicentre, décroît dans l'espace en 1/r2, donc nettement plus vite que dans le sol. Le second est que la propagation des ondes dans l'espace est isotrope, alors que dans le sol elle ne l'est pas.

42Ainsi, en utilisant les ondes d'espace, les conditions sont réunies pour faire une localisation précise de l'endroit où ont été engendrés le SES (dans la mesure où cet endroit est bien localisé, ce qui est le cas pour les séismes de petite magnitude). Un séisme de magnitude modeste (Ms supérieure ou égale à 5) est déjà destructeur s'il se produit près d'une agglomération, et sa localisation, par la méthode VAN, ne se fait pas avec une précision suffisante pour savoir si cette agglomération est réellement en danger. En revanche, deux ou trois antennes aériennes de réception, placées dans le voisinage de toutes les grandes agglomérations, permettraient sans doute de localiser un éventuel futur séisme avec une précision suffisante pour qu'on puisse prendre à bon escient d'éventuelles mesures d’évacuation.

43On peut supposer que l'épicentre du séisme destructeur de Ms = 6,0 qui eut lieu à Kalamata le 13 septembre 1986, et dont la zone focale était très près de la surface (8 km), ce qui donnait une grande probabilité à ses ondes électro-magnétiques de s'échapper dans l'espace, aurait peut-être pu ainsi être localisé avec une extrême précision, bien inférieure à un kilomètre.

44Il semble du reste que des signaux électromagnétiques aériens relatifs à ce séisme ont été reçus de façon involontaire, et même, paradoxalement, qu'ils ont été la cause de la mauvaise localisation de ce futur séisme destructeur. Il m'a en effet été signalé par MM. Varotsos et ses collègues que la station VAN de Kalamata, qui est reliée de façon permanente à la station centrale d'Athènes par des lignes téléphoniques aériennes, avait envoyé à celle-ci pendant la semaine précédant ce séisme des signaux ininterprétables, parce que d'aspect inhabituel ; ceux-ci avaient finalement été attribués à des parasites d'origine technique, et donc rejetés. On peut penser, d'après ce que je viens de dire plus haut, que ces signaux aberrants n'étaient pas dus à autre chose qu'à la partie atmosphérique des ondes du SES de Kalamata. Leur grande intensité provenait de ce que la zone focale est située pratiquement sous la station ; par ailleurs, ces ondes atmosphériques étaient récupérées avec un bon rendement par les lignes téléphoniques de la station : à cause de leur très grande longueur, elles formaient une antenne quasi-idéale pour la fréquence qui était imposée par l'électronique utilisée ; cette fréquence, inférieure à l'hertz, correspondait en effet à des longueurs d'onde gigantesques, pour lesquelles les antennes les meilleures étaient les antennes les plus longues.

45On peut expliquer la prépondérance d'ondes extrêmement longues dans les ondes d'espace rayonnées par la faille de Kalamata par "l'effet de peau". La profondeur du séisme avait en effet été estimée à 8 km, ce qui impose comme on le verra plus loin l'élimination des ondes d'espace de période inférieure à 2 secondes environ (soit de fréquence supérieure à 0,5 hertz).

  • 8 Seismotectonic Map of Greece (scale : 1/500.000), Edit. IGME, Athens, 1989.

46Ce n'est sans doute pas le seul cas où des ondes aériennes associés aux SES ont été perçues. Ainsi, M. Nomikos m'a signalé que la réception à Athènes de la télévision avait été fortement perturbée, en 1981, pour une raison inconnue lors de la période de séismes des Alcyonides (très fort bruit de fond apparaissant par moment sur les écrans). Ici il s'agit de fréquences interférant avec celles de la télévision, donc dépassant 100 Mégahertz, mais nous verrons plus loin qu'il n'est pas impossible que les SES rayonnent dans l'espace de telles fréquences, à condition que la zone focale s'étende suffisamment près du sol (à moins de quelques centaines de mètres), et que ce sol soit constitué de roches à faible conductivité (par exemple des calcaires de résistivité électrique voisine de 1000 ohm.m). Il semble que dans le cas de la série sismique des Alcyonides ces conditions aient été réalisées, puisqu’une des failles mises en évidence par le séisme dans la région de Platées avait produit un déplacement du sol de plusieurs décimètres sur plusieurs kilomètres de long. En outre, bien que je n'ai pas mesuré la résistivité de ce sol, on peut être assuré qu'elle était égale ou supérieure à 1000 ohm.m, car il s'agit d'un calcaire pélagonien compact, qui est connu8 pour être de densité déjà considérable, donc très pauvre en eau, et donc de faible conductivité.

7. LA RESISTIVITE DU SOL GREC

47Les courants électriques émis par les zones focales, et qui vont produire les signaux VAN à une certaine distance de là, sont très sensibles à la résistivité électrique des roches dans lesquelles ils vont se propager. Il importe donc, si l'on veut essayer de comprendre la façon dont se fait cette propagation, d'avoir quelques idées sur les diverses résistivités spécifiques des sols grecs (ces résistivités sont exprimées en ohms x mètre).

48D'un point de vue qui n'est pas très classique, nous pouvons décrire les roches de la croûte grecque (celles des 40 ou 50 premiers kilomètres de l'épaisseur de la lithosphère) comme appartenant à deux types principaux, très différents l'un de l'autre par leur conductivité électrique : celles que nous pourrions appeler les "roches ouvertes", autrement dit les roches qui ont des pores, et d'autre part celles que nous appellerons, comme tout le monde, les roches métamorphiques. Par ce terme de roches ouvertes, j'entends les alluvions, les dépôts marins, lacustres, éoliens, autrement appelés sables, argiles, marnes, cendres volcaniques, lapillis, dépôts calcaires...etc. Les roches ouvertes sont faciles à reconnaître, car, étant pleines de pores, elles sont relativement peu denses (de 1,8 à 2 g/cm3) ; ces roches sont par excellence les roches conductrices, parce qu'elles sont en général fortement imbibées par l'eau de pluie (qui ne s'évapore pratiquement plus, même pendant des sécheresses de longue durée, dès que les roches en question se trouvent à une profondeur supérieure à quelques mètres). Du reste, c'est dans ces roches que se logent les nappes phréatiques.

49Une autre façon de définir les roches ouvertes est de dire que ce sont les roches de la lithosphère qui jusque-là ont été épargnées par les avatars qui résultent d'une lente compression sous le poids des sédiments plus superficiels, laquelle se traduit par une augmentation de densité et par la suppression de la porosité. C'est pourquoi on trouve les roches conductrices en surface, et c'est pourquoi aussi cette conductivité disparaît progressivement en profondeur. Notamment, le socle "cristallin", dense, compact, "fermé", très souvent métamorphisés par enfouissement durant des milliards d'années sous le poids et l'isolement thermique des terrains sus-jacents, et que l'on trouve toujours à partir de quelques kilomètres de profondeur sous les dépôts sédimentaires, est quasi-rigoureusement isolant sur des dizaines ou des centaines de milliers de kilomètres carrés (sauf si des cassures profondes le traversent sur de grandes étendues, et amènent ainsi des sortes de minces couloirs conducteurs à travers ces terrains isolants).

50A fortiori, l'action sur les terrains superficiels poreux et légers d'une tectonique qui les aurait relégués dans les grandes profondeurs (quelques dizaines de km), par les pressions fortes (de l'ordre de la dizaine de kilobars) et les températures élevées (environ 500° pour 30 km) que cette profondeur implique, a soudé peu à peu leurs grains entre eux par frittage, et les a transformés en roches métamorphiques. Autrement dit, les sables sont devenus des quartzites, les argiles des schistes, les arénites des gneiss, les calcaires des marbres...etc. Les roches sont devenues ainsi nettement plus denses par métamorphisation (2,5 à 2,9 g/cm3), puisque leurs pores ont disparu, et, par conséquent, ne pouvant plus contenir d'eau, elles sont devenues isolantes.

51Ceci n'aurait pas grand impact sur la compréhension du comportement des courants telluriques, si cette tectonique enfouissante n'était pas suivie parfois d’une tectonique remontante, qui tend à ramener ces roches métamorphiques au-dessus de la surface, formant ainsi des chaînes de montagnes. Le résultat de cette orogénèse, au point de vue de la conductivité électrique, est qu'un mur de roches denses, isolant, sortant du fond cristallin lui-même isolant, s'élève à travers la couche de surface conductrice, la coupant des autres terrains superficiels situés sur le coté opposé de la chaîne de montagne.

52Les terrains conducteurs grecs sont localisés dans des petits bassins peu épais, conducteurs en surface, sur une épaisseur de 1 à 2 km, et de plus en plus résistants à mesure que l'on s'enfonce vers les profondeurs. Ils sont séparés électriquement de leurs voisins par des montagnes isolantes. Sur la Figure 2 est indiquée une coupe est-ouest (hypothétique) d'un tel bassin, celui qui s'étend de l'Epire, au nord, à la latitude de la ville de Ioannina, et dont l'extrémité sud va jusqu'au nord-ouest du Péloponnèse, un peu au-delà de la ville côtière de Pirgos. Vers le sud et l'ouest, il est bordé par la côte, les îles et les fonds de la mer Ionienne, très conducteurs. Vers l'est, les communications électriques de ce bassin sont interrompues avec les bassins situés en vers la mer Egée par la longue chaîne nord-sud du Pinde et les masses de Khassia, Ossa et Pélion, isolantes, car formées de roches largement métamorphiques. Ainsi, par exemple, on peut prévoir que la station VAN de Ioaninna, en Epire, recevra les SES venus des îles ioniennes ainsi que des régions au nord-ouest du Péloponnèse, mais sera sourde, par exemple, à ceux venus de Salonique, de Volos, ou à fortiori du nord de la mer Egée, comme semblent le confirmer tout à fait les observations VAN. Ce comportement est valable pour chacun des "bassins électriques" grecs.

53Toutefois, dans le cas du bassin occidental de la Grèce dont la coupe est schématisée sur la Figure 2, la barrière isolante du Pinde est traversée par la zone du Golfe de Corinthe qui la traverse d'ouest en est par sa masse d'eau de mer très conductrice. D'autre part, de puissantes failles dont la direction va du sud-ouest au nord-est coupent la masse sud du Pinde. Ainsi, une certaine communication électrique apparaît d'une part entre les deux extrémités du Golfe de Corinthe, et même entre la région occidentale du Golfe et les régions nord-est de la Grèce.

Figure 3. La zone pélagonienne à haute résistivité électrique

Figure 3. La zone pélagonienne à haute résistivité électrique

Légende de la Fig. 3. On peut diviser la Grèce en deux zones :
a) une zone formée par le géosynclinal ionien (GI) et la chaîne du Pinde (PI), et qui s'étend de la frontière sud de l'Albanie jusqu'au sud de l'île de Crète. Elle est formée sur plusieurs kms d'épaisseur de roches sédimentaires (calcaires, marnes, flysch) qui conservent de l'eau dans leurs pores et sont donc à faible résistivité.
b) la zone "pélagonienne", de la frontière de la Macédoine jusqu'au sud de l'Attique et aux Cyclades, est formée de roches métamorphiques (granites, gneiss, schistes, marbres) à haute résistivité, qui ne peuvent donc pas être parcourues par des courants transportant des signaux sismiques. En outre, elles empêchent des signaux venus de l'est (des îles de la Mer Egée, par ex.) d'atteindre des stations dans la zone conductrice (Ioannina). Par contre eau et sédiments de la Mer Egée sont conducteurs : des stations situées sur sa côte peuvent recevoir des signaux venus de ses îles, et sans doute de la Turquie. De petits bassins sédimentaires non métamorphisés (Salonique, Larissa, Kozani) peuvent transmettre localement des signaux, si foyer sismique et station d'écoute sont situés dans le même bassin.

54Sur le tableau I sont indiquées (en ohms x mètre) quelques valeurs typiques des résistivités (mesurées, ou estimées) des roches composant la croûte grecque.

Tableau 1. Résistivité de quelques roches (en ohms x mètre)

Calcaires, ainsi que sables, marnes, arénites... etc., humides, non salés (porosité 10 à 30 %)*

0 à 103

Marbres, quartzites, schistes

106 à 109

Dykes de rhyolite à sulfures de Fe,Pb,Ag,

102 à 104 ( ?)

Eau de mer

0,1 à 1,0

Sables, argiles, marnes, imbibées d'eau salée

1 à 5

Surface supérieure du plan de subduction sous la Grèce

0,1 à 10**

Asthénosphère (température 1200° C)

1 à 10( ?)9

* A une profondeur de 3 km (soit 1 kilobar), la porosité est passée pour ces roches sédimentaires à 1 % environ, et la résistivité a augmenté d'un facteur de 100 à 1000.
** D'après K. Noritomi, in : O.M. Barkusov, International Dictionary of Geophysics, S.K. Runkorn Edit., Pergamon, 1967. Le plan de subduction, qui est l'ancienne lithosphère marine, a sa surface formée, sur plusieurs centaines de mètres d'épaisseur, par des sédiments marins et des scories basaltiques imbibées d'eau de mer.

8. LA "VARIATION EN 1/R"

  • 9 D’après, G. Marinos et W.E. Petrascheck, 1956, "Laurium", Institute for geology and subsurface res (...)

55Chacun de ces bassins conducteurs peut se schématiser ainsi : une plaque conductrice, d'une épaisseur de l'ordre de quelques kilomètres, posée sur un soubassement isolant. Il en résulte immédiatement que la diminution de l'amplitude des SES se fera en 1/r, r étant la distance entre la zone focale et les stations enregistrant les SES. On a en effet affaire à une "métrique" plane de diminution du flux de courant émis par la source, et non plus à une métrique spatiale (pour laquelle la diminution serait en 1/r2). Cette propriété a été constatée dès les premiers temps de mise en application de la méthode VAN et se trouve mentionnée dans la publication VAN de 19849.

9. LE CAS SPECIAL DE LA STATION DE KERATEA

56C'est un cas très différent de celui des autres stations. Keratea est située dans le Laurium, au sud-est d'Athènes, sur la presqu'île sud de l'Attique. Le sol9 est formé de roches métamorphiques isolantes (marbres, schistes), recoupées par endroit de dykes anciens formés de roches rhyolitiques contenant des sulfures métalliques. Ces dykes étaient des conduits d'alimentation de volcans situés en surface et qui aujourd'hui ont disparu par action de l'érosion. Du temps où ces dykes étaient en activité, probablement à la fin du miocène (il y a une dizaine de millions d'années), ils ont transporté des quantités considérables de blende et de galène qui se sont déposées en amas de minerai argentifère (avec des teneurs allant de 40 g à 25.000 g d'argent par tonne de plomb), aux joints des strates qu’ils recoupaient. Rappelons au passage que ce sont ces minerais d’argent qui ont permis de construire au IVème siècle av.J.C. la flotte de la victoire de Salamine et, d’une façon générale, de financer l'équipement des armées grecques lors des guerres médiques.

  • 10 Williams, H., Mc Birney, A. R., 1979, Volcanology, 392 pp., Edit : Freeman, Cooper & Co.

57Pour en revenir à la géophysique, les dykes étant d'anciennes cheminées de remontée de lave, il semble logique de supposer qu'ils ont leur pied dans l'asthénosphère, puisque c'est la source de roches fondues où s'alimentent les volcans. Par ailleurs, celle-ci, qui est à une température de 1200° C environ, est devenue de faible résistivité : sans doute, environ 5 ohms x mètre10.

Figure 4. Le sous-sol de Keratea

Figure 4. Le sous-sol de Keratea

58En opération depuis juin 1986, cette station a tout de suite présenté des SES qui ont des caractéristiques très différentes de celles des SES des autres stations. D'après P. Varotsos, à l'exception d'un seul SES provenant d'une zone focale très proche et qui présenta des caractéristiques normales, tous les autres SES reçus par cette station avaient des temps de montée beaucoup plus lents (10.000 secondes ou plus) que ceux des autres stations (qui sont de l’ordre de 100 s). Tout se passe comme si les constantes de temps intervenant dans la chaîne de transmission souterraine entre la zone focale émettant le SES et la station le recevant, étaient très nettement plus longues que les constantes de temps ordinaires.

59Pour tenter d'expliquer cette anomalie, une hypothèse se présente aussitôt, encore plus incertaine que celles que j'ai utilisées jusqu'ici dans ce texte. Cette hypothèse, c'est que les courants en provenance des zones focales arrivent à Keratea en passant à beaucoup plus grande profondeur que ceux qui alimentent les autres stations. Ils subiront donc un "effet de peau" beaucoup plus accentué qui ne laissera arriver à la station de Keratea que les courants de très longue période. C'est cette période qui imposera la constante de temps de propagation des informations par ce courant (cette constante de temps est de l'ordre de grandeur de la période des ondes qui se propagent dans le sol, et ne doit pas être confondue avec la vitesse de la propagation de ces ondes, qui, elle, reste voisine de la vitesse de la lumière). Le résultat c'est qu'un même SES qui aurait un bref temps de montée dans toute autre station du réseau VAN parce que les courants qui le transportent circulent près de la surface, aura ici un temps de montée beaucoup plus lent. Cet effet bizarre sera d'autant plus marqué que les courants émis par la zone focale auront atteint une plus grande profondeur.

60La formule très simple qui relie la période des ondes électromagnétiques, ou celle des courants associés (T, en secondes) et la profondeur de pénétration (P, en kilomètres), est la suivante :

61P = 5. (RT)1/2

62(R étant la résistivité moyenne, en ohms.mètre, le long du chemin suivi par le courant, et la profondeur de pénétration étant celle où l'amplitude des ondes est réduite à l/e de sa valeur initiale - l/e= 1/2,72 soit environ 0,37, l/e étant la base des logarithmes népériens).

63On peut voir ainsi, par exemple, que si le courant circule à une profondeur de 5 km (profondeur moyenne de la couche conductrice de surface dans les bassins normaux), et si la résistance de ce terrain est de 10 ohm.m, la période minimum de ce courant sera T = 0,1 seconde. Dans un second exemple, si nous cherchons à quelle profondeur doit passer un courant pour que subsiste seule sa composante de période plus grande que T = 10.000 secondes, la résistivité R étant supposée égale à 0,1 ohm.m, nous trouvons :

64P = 160 km environ

65Il ne faut pas toutefois considérer comme précise cette valeur, ne serait-ce que parce que la résistivité de 0,1 ohm.m est hypothétique.

66Dans le tableau 1, où les résistivités spécifiques de divers types de roches ont été indiquées, on voit apparaître la possibilité de deux structures très conductrices à grande profondeur. La première est l'asthénosphère, qui se trouve en principe à la base de toute lithosphère, à partir d'une profondeur qui est de l'ordre de grandeur de 100 km, et dont nous venons de parler. A cause de sa forte conductivité, on peut prévoir qu'elle présente la curieuse propriété de pouvoir mettre Keratea en communication électrique avec d'autres dykes ou volcans situés à de très grandes distances (toutefois ceci semble être sans intérêt pour le cas qui nous occupe). La deuxième structure est le plan de subduction de la Grèce, dont la surface, celle qui glisse contre le dessous de la croûte continentale, est probablement très conductrice à cause de sa forte teneur en eau salée. Nous allons voir que c'est à elle que la station de Keratea doit :

  1. sa grande sensibilité,
  2. sa propriété unique d'enregistrer des SES annonciateurs de séismes profonds,
  3. le fait qu'elle a enregistré le SES annonciateur du séisme de Kalamata du 13 septembre 1986.

10. KERATEA, ET LES "SES" VENUS DU PLAN DE BENIOFF DE LA GRECE

67La profondeur de 160 km est aussi à peu près celle du plan de subduction, dit aussi "Plan de Benioff", à l'aplomb de la région de Keratea, car c'est à peu près à ce niveau que se situent les séismes profonds sous cette région.

68La conclusion que l'on peut tirer est que la région d'Athènes-Keratea est à la verticale d'une jonction importante : celle, d'une part, du plan de subduction qui s'est enfoui sous la croûte continentale grecque du côté de la fosse de Matapan, plongeant en direction de l'est-nord-est, et s’enfonçant sous le Péloponnèse avec une pente d'environ 30 sous l'horizontale, et celle, d'autre part, de l'asthénosphère générale dont la roche fondue se trouve (probablement) à une température de 1200° C environ. La quasi-totalité des observations faites sur tous les plans de Benioff de la planète montrent que les volcans d'arc sont toujours à la verticale d'une telle jonction entre plan de subduction et asthénosphère, à une profondeur située en général entre 100 et 200 km de profondeur. Il ne faut donc pas s'étonner si on trouve d'anciens dykes à Keratea. Du reste, le volcanisme actuel n'est pas loin : à une cinquantaine de kilomètres dans le sud-ouest de Keratea se trouvent les volcans en sommeil d'Aegine et de Methana.

  • 11 Indiqués dans la publication "Latest aspects on earthquake prediction in Greece based on séismic e (...)

69Pour en revenir aux SES observés à Keratea, il apparaît qu'ils sont effectivement relatifs à des séismes situés d'une façon ou d'une autre dans le plan de subduction dont on vient de parler. On en donne ci-dessous deux exemples11 :

  1. le 6 juin 86, cette station enregistre un SES de grande durée (70 minutes) sur deux lignes d'électrodes. Une des électrodes, commune aux deux lignes, est implantée dans un dyke. Ce SES s'est révélé plus tard relatif à un séisme de Ms = 5,8, qui se produisit le même jour, à une profondeur de 47 km, avec l'épicentre à 38°7 N et 23°01 E (à 70 km au sud de Volos), dans une ancienne région volcanique. Cette région était sans doute en relation par un dyke, soit avec l'asthénosphère, soit avec le plan de Benioff.
  2. le 1er juillet 1986, elle enregistre un autre SES sur les mêmes lignes, et qui a une durée de 1 heure 1/2. Le séisme correspondant, de Ms = 4,6, a lieu le 5 juillet, son épicentre étant à 37°8 N, 22°4 E, près de la côte nord du Péloponnèse, sous la "montagne de Killini" (c'est un autre Killini que celui de la côte ouest dont nous avons parlé plus haut). La profondeur de ce séisme était de 90 km, ce qui situe la zone focale en plein dans le plan de subduction.

11. LES SEISMES DE KALAMATA DE L’ETE 1986, VUS PAR KERATEA

70Jusqu'au 12 septembre, veille du tremblement de terre destructeur de Kalamata, on trouve dans les relevés NEIS qu'il y eut, entre la côte ouest du Péloponnèse et la région de Kalamata, une dizaine de ces séismes semi-profonds (leurs foyers sont à "33 km" de profondeur, cette valeur signifiant seulement qu'ils ne sont plus dans la croûte superficielle) ; ils se projettent, en surface, selon une ligne orientée nord-nord-ouest à sud sud-est, à environ 25 km à l'ouest de Kalamata. Ils proviennent donc probablement tous d'une même faille.

71Puis, le 13 septembre, c'est le séisme destructeur de Kalamata (Ms = 5,8), situé à 10 km de profondeur, un peu à l'est des précédents (25 km), et suivi à quelques kilomètres au sud-est d'une forte réplique le 15 septembre à 11h41, à 10 km de profondeur. Puis les séismes à 33 km de profondeur reprennent, les 13, 14, et enfin le 15 septembre, à 12h47. Depuis, durant les mois suivants, aucun séisme n'a été enregistré dans cette région de la Grèce. Les relevés de la NEIS nous montrent que tous les séismes à partir du 13 septembre étaient alignés avec celui de Kalamata, comme si une nouvelle faille ayant un plan sensiblement vertical (et que l'on pourrait appeler la "faille de Kalamata"), s'était activée 25 km à l'est de la première, et parallèlement à celle-ci.

  • 12 Que l’on trouve dans les documents VAN présentés par K. Eftaxias et V. Hadjicontis à la Conférence (...)

72En examinant en détail12 les enregistrements faits à Keratea par les lignes de détection VAN ayant un pôle dans le dyke, durant la période allant du 4 septembre à 0h00 jusqu'au 17 septembre à 12h30, et à condition de prendre en compte les très lentes montées au-dessus de la valeur moyenne du courant tellurique, on trouve bel et bien que des SES ont précédé ces séismes. En effet, durant cette période on peut compter quatorze lentes oscillations de longue durée (chacune, au total, dure une dizaine d'heures), et toutes de polarité négative, dont trois de très forte amplitude (environ 50 millivolts), les 8, 10 et 11 septembre. Le 12 septembre il y a encore deux gros SES, dont un qui était positif, et venait donc d'une autre région que les précédents. Puis, du 12 à 23h jusqu'au 14 à 07h, il y a trois SES moyens, de longue durée, qui se suivent. Enfin, tous les SES s'arrêtent (au moins jusqu'au 17 septembre à 12h30, date à laquelle s'arrête le document). Il semble donc bien que la station de Keratea a perçu les signes prémonitoires de tous les séismes de la région de Kalamata, parce que SES et séismes sont à peu près en même nombre, et, de plus, le groupe des SES précédant de quelques heures à quelques jours celui des séismes.

73Tous ces SES ont été enregistrés à partir de lignes de détection VAN ayant une électrode dans le dyke, et l'autre plantée dans le marbre environnant, et à une distance aussi bien très courte du dyke (quelques mètres), que très grande (quelques kilomètres). De plus, ces lignes étaient orientées dans une direction quelconque. Enfin, le fait que ces SES avaient tous des temps de montée et de descente extrêmement longs, montre bien que Keratea semblait bien reliée électriquement à la région de Kalamata par l'extraordinaire connexion géologique que nous avons indiquée plus haut : d'abord un dyke sur une distance verticale de 160 kilomètres, puis une jonction asthénosphère-plan de Benioff, et pour finir ce plan de Benioff lui-même sur une distance de plus de 250 kilomètres !

  • 13 S.M. Peacock, 1990, Fluid processes in Subduction Zones, Science, 248, 339. 13.

74Mais une question se pose alors : comment se fait-il que ces séismes de la région de Kalamata aient pu envoyer à Keratea des SES via le plan de Benioff, alors qu'ils se trouvent manifestement au-dessus de la surface de celui-ci ? Il semble d'après une estimation récente sur les structures avoisinant les plans de Benioff en général13 que les isothermes du bas de la croûte continentale sont fortement abaissés au voisinage de ces plans, à cause de l'action refroidissante de celui-ci. Il est donc probable que les roches restent fragiles à la verticale de la région de Kalamata sur toute l'épaisseur des 40 à 50 km de croûte continentale, et donc que les failles contenant les zones focales situées à "33" et à 10 km de profondeur continuent également jusqu'au plan de Benioff et à sa couche conductrice.

75C'est donc la position de Kalamata à la "proue" de la lithosphère grecque qui lui permet d'avoir ses SES reçus avec une très grande sensibilité par la station de Keratea. Cette communication se fait grâce à un étrange circuit électrique, d'une exceptionnelle conductivité, constitué par une faille spéciale, et un plan de Benioff, et un dyke volcanique mis bout à bout !

76Je tiens à dire que ces idées nouvelles n'ont pu être avancées que parce que les observations de l'équipe VAN ont été constamment faites, et publiées, avec une précision et une rigueur remarquables.

Notes

1 Forces de cisaillement : un ensemble de deux forces parallèles, égales et de signe contraire, appliquée chacune à l'un des deux blocs adjacents à une faille.

2 P. Varotsos, K. Alexopoulos, 1986, Thermodynamics of point defects and their relation with hulk properties, 474 pp., North-Holland Edit.

3 P. Varotsos, K. Alexopoulos, 1986, Thermodynamics of point defects and their relation with bulk properties, 474 pp., North-Holland Edit.

4 P. Varotsos, K. Alexopoulos, 1984 a and 1984 b, Physical properties of the variations of the electrical field of the earth preceding earthquakes, Tectonophysics, Part I : 110, 73-98, Part II : 99-125.

5 Dans la théorie élaborée par MM. Varotsos et Alexopoulos (op. cit.), le champ électrique orienteur est constitué par un petit résidu piézo-électrique que l'on trouve d'habitude dans n’importe quelle roche, et qui est de l’ordre de 1 % du champ maximum qui apparaîtrait si tous les quartz de cette roche étaient orientés avec leurs axes z dans le même sens.

6 J.W. Warwick, C. Stocker, T.R. Meyer, 1982, J. Geophys. Res., 87, 2851.

7 G.A. Sobolev et al. 1983, Izv. Ac. Sc. URSS, Earth Physics, 18, 572.

8 Seismotectonic Map of Greece (scale : 1/500.000), Edit. IGME, Athens, 1989.

9 D’après, G. Marinos et W.E. Petrascheck, 1956, "Laurium", Institute for geology and subsurface research, vol. 4, no 1, Athens). Tectonophysics, 1984, 110 : 73-98(I) et 99125(II)).

10 Williams, H., Mc Birney, A. R., 1979, Volcanology, 392 pp., Edit : Freeman, Cooper & Co.

11 Indiqués dans la publication "Latest aspects on earthquake prediction in Greece based on séismic electric signals", by P. Varotsos and M. Lazaridou, 1989 (to be published in Tectonophysics).

12 Que l’on trouve dans les documents VAN présentés par K. Eftaxias et V. Hadjicontis à la Conférence internationale d’Athènes des 6-8 Fev. 1990, "Measurements and theoretical models of the earth's electric field variations related to earthquakes".

13 S.M. Peacock, 1990, Fluid processes in Subduction Zones, Science, 248, 339. 13.

Auteur

© Éditions de la Sorbonne, 1996

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