Séisme et ondes sismiques

Un séisme est un événement géologique au cours duquel des contraintes plus ou moins fortes créent une rupture, appelée faille, au sein d’un matériau rocheux. Le processus de concentration des contraintes se déroule sur des décennies, des centaines d’années, voir des milliers d’années.

Accumulation et libération des contraintes le long d'une faille. (© IRIS)

L’énergie est libérée sur la faille au niveau du Foyer ou Hypocentre, sous la forme d’ondes sismiques qui se propagent dans toutes les directions de l’espace à l’intérieur du globe terrestre puis à sa surface.

Les ondes sismiques sont des ondes élastiques. Elles se propagent dans toutes les directions. Elles déforment les roches qu’elles traversent. Après le passage des ondes sismiques, les roches déformées retrouvent leur état d’équilibre initial.

Les ondes sismiques sont classées en 2 grandes familles :

1-les ondes sismiques de volume qui traversent la planète de part en part.

2-les ondes sismiques de surface qui circulent uniquement sur à la surface de la planète.

Propagation des ondes sismiques de volume et de surface. (© Arteclick and IPGP/David Ducros)

1-Les ondes sismiques de volume qui traversent la planète de part en part. Les géophysiciens en distinguent 2 types: les ondes P et les ondes S.

Les ondes P, dites primaires ou de compression, sont des ondes de volume.

Les ondes P arrivent en premier sur des appareils qui mesurent leur ampleur et leur fréquence appelés sismomètres.

Simulation de la propagation de l'onde P, onde de compression. (© Wolfram)

Les ondes P sont les ondes sismiques les plus rapides. Elles se déplacent avec une vitesse de l’ordre de 6 km/s dans la croûte terrestre et peuvent atteindre 14 km/s à l’intérieur du globe terrestre.

Les ondes P se propagent dans tous les milieux, les solides, les fluides, les gaz, et même dans l’atmosphère.

Au passage du front de l’onde P, la roche subit une déformation de type compression-extension. Ce mouvement de dilatation-compression est parallèle à la direction de propagation de l’onde P. Une fois l’onde P passée, les roches reprennent leur forme initiale.

Comme l’onde P, le son est une onde longitudinale qui se propage dans l’air.

Les onde S, dites secondaires ou cisaillantes, sont des ondes de volume.

Les ondes S sont plus lentes que les ondes P. Elles sont enregistrées par les sismomètres après les ondes P, d’où leur nom d’ondes secondaires. Elles se propagent à des vitesses variant de 4 km/s à 6 km/s.

Les ondes S provoquent des cisaillements perpendiculairement à leur direction de propagation.

Simulation de la propagation de l'onde S, onde de cisaillement. (© Wolfram)

Ces ondes cisaillantes ne peuvent pas se propager dans les liquides. La partie externe du noyau métallique de la Terre est liquide, il constitue une barrière infranchissable pour les ondes S.

Les ondes S se propagent uniquement dans les solides.

2-Les ondes sismiques de surface qui circulent uniquement à la surface de la planète. Les géophysiciens en distinguent 2 types : les ondes de Rayleigh, et les ondes de Love.

Lorsque les ondes sismiques P et S interagissent avec une surface libre telle que la surface de la Terre, les réflexions et les réverbérations avec cette surface créent un type d’onde qui se déplace uniquement près de cette surface ce sont les ondes de surface.

Moins rapide que les ondes S, les ondes de surface se propagent à environ 4 km/s et possèdent des amplitudes plus grandes que les ondes P et S.

Elles sont la cause des dégâts très importants occasionnés lors des séismes.

Les ondes de Rayleigh

Comme il est possible de le voir sur la simulation ci-dessous, les ondes de Rayleigh se déplacent de façon complexe. Le mouvement des particules de ces ondes est elliptique et son amplitude diminue avec la profondeur.

Simulation de la propagation de l'onde sismique de surface, appelée onde de Rayleigh.(© Wolfram)

Les ondes de Rayleigh sont similaires aux vagues de l’océan. Elles sont créées par les ondes P et S, qui interagissent avec la surface libre de la planète.

Les ondes de Love

Sur Terre, les ondes de Love sont responsables de la majeure partie des dégâts causés par des tremblements de terre violents. La façon dont elles se déplacent leur confère une grande capacité de nuisance, en particulier pour tous les bâtiments et édifices non conçus pour résister aux secousses sismiques.

Simulation de la propagation des ondes de Love, ondes de surface.(© Wolfram)

Les tremblements de terre du manteau profond ne créent pas d’ondes de surface. Les ondes sismiques de surface sont créées lorsque le foyer du séisme se situe proche de la surface dans la croûte.

Propagation des ondes

Dans un milieu homogène, les ondes sismiques enregistrées sont les ondes P, S et les ondes de surface.

Lorsque les ondes P et S se propagent à l’intérieur du globe terrestre, elles rencontrent toujours des surfaces séparant deux milieux aux propriétés physiques différentes, Alors ces ondes ditent incidentes subissent des phénomènes de réflexion et de réfraction. Alors, ces ondes P et S sont réfléchies et réfractées (comme la lumière) à l’interface des différentes couches géologiques.

Trajet d'une onde incidente (ou directe), qui est réfléchie et réfractée lorsqu'elle rencontre une surface géologique séparant deux milieux aux propriétés physiques différentes. (© Arteclick)

Les ondes P: ondes premières et rapides qui se propagent dans tous les milieux. Les ondes S: ondes secondaires, moins rapides, qui ne se propagent pas dans les milieux liquides.

Trajet des ondes S directes et réfléchies (en jaune). Trajet des ondes P directes, réfléchies et réfractées (en marron). Les ondes P traversent le noyau de la Terre. (© Arteclick)

Les différents types de failles

Une faille simple est une structure tectonique consistant en une zone de rupture ou un plan le long duquel deux blocs rocheux se déplacent l’un par rapport à l’autre. C’est le déplacement soudain de ces blocs rocheux le long de ce plan qui provoque la libération soudaine d’énergie donc le séisme. Ce plan divise un volume rocheux en deux compartiments qui peuvent glisser l’un par rapport.

Les failles sont classées en fonction de leur mouvement:

1-Faille normale: C’est un plan incliné d’environ 60° qui sépare deux compartiments rocheux. Le glissement sur ce plan de faille se traduit par un écartement des deux compartiments et par l’abaissement d’un bloc par rapport à l’autre. Ce mouvement est créé par des forces en extension et provoque un allongement horizontal.

Faille normale. (© IRIS)

2-Faille inverse: C’est un plan incliné d’environ 30° qui sépare deux compartiments rocheux. Le glissement sur ce plan de faille se traduit par le rapprochement des deux compartiments et par le soulèvement d’un bloc par rapport à l’autre. Ce mouvement est créé par des forces en compression et provoque un raccourcissement horizontal.

Faille inverse. (© IRIS)

3-Faille oblique: Ce mouvement de la faille combine une ouverture (ou une fermeture) et un décrochement. Ce type de mouvement est créé par une combinaison de forces cisaillantes et de forces extensives (ou compressives).

Faille oblique. (© IRIS)

4-Faille décrochante: Le mouvement entre les blocs de part et d’autre de la faille est horizontal. Si comme dans l’animation le bloc de droite part vers la gauche (par rapport à l’autre bloc), la faille est dite senestre (et dextre dans le cas inverse). Ce mouvement est créé par des forces de cisaillement.

Faille décrochante. (© IRIS)

Mais dans la nature les failles sont associées et forment des structures très compliquées.

Relation entre séisme et faille

Quand on voit les effets d’un séisme, les vibrations, les immeubles qui bougent, on se demande comment concrétement les mouvements de la faille déclenchent un séisme.

Prenons une zone de faille dans la croûte terrestre en définissant sa profondeur et sa hauteur. La zone de faille qui va casser en premier, suite aux tensions accumulées dans les roches, se situe dans la zone profonde, la plus fragile, la plus tendue appelée foyer ou hypocentre. Lorsque la tension devient trop importante la faille se met à glisser très rapidement de quelques centimètres à quelques mètres.

En glissant, cette partie de la faille va contraindre autour d’elle le restant de la faille et induire un glissement qui va se propager de proche en proche sur une certaine longueur de la faille, pour finalement s’arrêter. Ce glissement est proportionnel à la longueur (L) de la faille, avec un déplacement de l’ordre de 1000 à 10’000 fois plus petit que L.

La vitesse de propagation de ce glissement est d’environ 3 km/s (V = 3 km/s).

Accumulation,libération des contraintes. Glissement le long d'une faille. (© Arteclick)

L’énergie associée à ces contraintes de tension ou de compression élastique, dépend de la longueur de la faille. La faille étant un espace à 3 dimension, la quantité d’énergie n’est toutefois pas linéaire mais logarithmique. Cela veut dire que si une autre faille qui fait 10 fois la longueur d’un autre faille, son énergie libérée ne sera pas 10 fois supérieure mais 1000 fois (10 x 10 x 10) plus grande.

Par exemple:

Pour une faille de longueur de 5 kilomètres (L = 5 km), la durée de glissement, avec une vitesse de rupture V = 3km/s, est d’environ 1,5 secondes. Sa distance (d) de glissement est d’environ 25 cm. Une certaine énergie est libérée, appelons-la E.

Prenons maintenant une faille 10 fois plus grande; alors sa longueur est L = 50 km, la durée de glissement est d’environ 15 secondes, la distance de glissement est d’environ d= 2.50 mètres et l’énergie libérée est 1000 E.

Enfin, pour une faille 100 fois plus grande, dont la longueur est L = 500 km, la durée de glissement est d’environ 150 secondes, la distance de glissement est d= 25 mètres, l’énergie libérée est 1000 fois *1000 E,*soit 1’000’000 E.

Pour comparer la quantité d’énergie des séismes entre eux, on peut calculer la magnitude de ces derniers. Cette magnitude est étroitement liée à la quantité d’énergie libérée, car elle est représentée par le logarithme de cette quantité d’énergie.

Pour reprendre les exemples ci-dessus:

La faille de longueur L = 5 km a une magnitude de 5. La faille de longueur L = 50 km a une magnitude de 7. La faille de longueur L = 500 km a une magnitude de 9.

Finalement, une fois que la faille commence à bouger, le glissement génére des vibrations ou ondes sismiques dans les roches qui se propagent dans toutes les directions du globe terrestre ainsi que vers la surface. Les vitesses de ces ondes sont de 6km/s pour les ondes les plus rapides, appelées ondes P qui compriment et dilatent la roche, tandis que les ondes S deux fois plus lentes (3 km/s) vont cisailler les roches.

longueur de la faille 5 km, longueur du glissement 25 cm, durée du glissement 1,5 s et magnitude 5. (© Arteclick)

Relation entre : longueur de la faille 50 km, longueur du glissement 2,5 m, durée du glissement 15 s et magnitude 7. (© Arteclick)

Relation entre : longueur de faille 500 km, longueur du glissement 25 m, durée du glissement 150 s et magnitude 9. (© Arteclick)

Comment les géophysiciens étudient-ils les séismes sur la Terre ?

Les séismes sont des témoins permanents de l’activité du globe terrestre. Les séismes se répartissent le long de courbes fermées, qui divisent le globe en de grandes régions océaniques et continentales, plus ou moins dépourvues d’activité sismique, appelées plaques tectoniques.

Ces plaques tectoniques sont délimitées par des failles où les plaques glissent les unes par rapport aux autres. Les zones de subduction sont les lieux où une plaque glisse sous une autre plaque. Les zones de divergence sont les lieux où deux plaques s’éloignent l’une de l’autre.(voir l’aventure 3, étape 2 le percolateur de la Terre, pour comprendre la mise en place de la tectonique des plaques).

Actuellement les scientifiques s'accordent sur les grandes plaques tectoniques réparties sur la surface terrestre.(© USGS, Wikipedia)

Étant donné que la Terre est en perpétuel mouvement, la croûte océanique fait régulièrement l’objet de cassures qui provoquent de violents séismes, qui au cours du temps cassent les plaques tectoniques. Par exemple, en 2012, deux megaséismes dans la région de Sumatra ont entraîné une fracturation importante de la plaque indo-australienne. Également, le séisme survenu au Mexique en 2017 a été si puissant qu’il a fissuré la plaque des Cocos jusqu’à 80 kilomètres de profondeur.

Les épicentres des séismes récents se répartissent en trois zones principales : a) la zone péripacifique et la boucle des Antilles, qui représentent 80% de l’activité sismique annuelle, b) les zones de dorsale océanique, c)une zone située à la limite des continents Eurasiatique et Africain, des Açores à Java.

Carte de la localisation des tremblements de terre de magnitude supérieure à 5.(© ISC)

Les sismologues distinguent les séismes superficiels à moins de 60 km de profondeur, les séismes intermédiaires de 60 à 300 km, puis les séismes profonds de 300 à 700 km. Il est à noter que 95% des séismes dans le monde ont lieu à une profondeur inférieure à 60 km et 5% seulement ont lieu à une profondeur supérieure à 60 km.

Un Réseau mondial

Depuis plus de cent ans, la Terre est couverte par un réseau mondial de sismomètres qui permet d’enregistrer à chaque instant les séismes sur la planète. Ainsi, les scientifiques ont accès aux données de milliers de stations sismiques dans le monde entier et sont en mesure de dresser un tableau détaillé des mouvements au sein et en bordure des plaques tectoniques.

Avec autant de stations sismiques réparties sur la surface de la Terre, les scientifiques sont certains de pouvoir détecter et localiser chaque séisme qui se produit n'importe où sur Terre si sa magnitude est supérieure à 5.(© IRIS)

Qu’est-ce qu’un sismographe ? Un sismomètre ?

Les sismographes captent et enregistrent les vibrations du sol causées par les ondes sismiques. Le sismographe est composé d’une partie fixe et d’une partie mobile indépendante.

Le socle de l’appareil et le cylindre enregistreur sont fixés au sol et vibrent en cas de secousse suivant le mouvement du sol. La masse suspendue tend à rester immobile. La masse solidaire du socle se déplace donc par rapport au cylindre enregistreur, ce qui crée un signal.

Le sismographe et sa version moderne le sismomètre. (© Artéclick et Guralp)

Le sismomètre est la version moderne du sismographe. C’est un instrument électro-mécanique extrêmement sensible capable de détecter de très petits mouvements du sol et de les enregistrer, en un lieu donné.

L’animation ci-dessous montre son mode de fonctionnememt.

Qu’est-ce qu’un sismogramme ?

Le sismogramme est un enregistrement graphique réalisé par un sismomètre. L’abscisse (axe des x) représente le temps alors que l’ordonnée (axe des y) représente la valeur instantanée de l’accélération du point de mesure de l’onde sismique selon un axe.

On utilise les sismogrammes pour localiser les séismes et calculer leur magnitude.

Considérant que la magnitude des secousses sismiques est fonction de la quantité d’énergie libérée au point de rupture, et que le sismogramme est l’enregistrement des ondes sismiques qui se propagent lors d’un séisme, on utilise donc les sismogrammes pour localiser les séismes et calculer leur magnitude.

Sismogramme simplifié montrant par ordre d'arrivée au sismomètre les ondes P, puis les S et enfin les ondes de surface.(© Pierre André Bourque)

Le temps est représenté sur l’axe horizontal et le déplacement est représenté sur l’axe vertical.

Le temps se déroule de gauche à droit dans le diagramme, à 60 secondes, et les trois traces indiquent la vibration du sol suivant les directions verticale (V), nord-sud (N), et est-ouest (E).(© eost.u-strabg)

Á gauche, le mouvement du sol sans onde sismique et parcourut des petits mouvements dus au vent etc. Puis l’énergie du séisme arrive avec les ondes P (primaires et compressive), trés visibles sur les traces verticales (V) et est-ouest (E).

Puis, les ondes S (secondaires et cisaillantes) plus lentes que les ondes P, très visibles sur l’enregistrement nord-sud (N). Puis en dernier, les ondes de surface, ici les ondes de Rayleigh, arrivent.

L'étude des sismogrammes apporte de précieuses informations. Représentation schématique d'une onde sismique. Notion d'amplitude, de période, fréquence, et de direction de propagation. (© IPGP/David Ducros et Artéclick)

Le décryptage d’un sismogramme permet de connaître : la vitesse de propagation des ondes, leur amplitude, leur fréquence, leur direction, leur nature. A partir de ces analyses il est alors possible de localiser le foyer et l’épicentre du séisme mais également d’en déterminer la magnitude.

Ondes sismiques se propageant dans la Terre pour atteindre les 4 sismomètres situés en surface. (© IRIS)

Localisation d’un séisme

Tandis que le foyer (ou l’hypocentre) désigne le point de départ de la rupture sismique sur une faille lors d’un séisme, l’épicentre représente sa projection verticale sur la surface terrestre.

En mesurant la vitesse des ondes P et S associées à un séisme, et en calculant le temps qui sépare l’arrivée des ondes P de l’arrivée des ondes S au niveau d’un sismomètre donné, il est possible d’estimer la distance qui sépare le sismomètre du foyer sismique. Puis, en combinant les données enregistrées par au moins 3 sismomètres, il est alors possible de déterminer l’épicentre du séisme avec précision.

Localisation de l’épicentre d’un séisme par la méthode des cercles.

Connaissant la position de 3 stations sismiques (1,2,3) ayant perçu le séisme et la distance entre chaque station, il faut tracer un cercle dont le rayon correspond à la distance séparant le foyer du séisme de la station 1. (De la même façon traçons les cercles pour les stations 2 et 3. Pour avoir les détails des calculs de ces différentes étapes, il faut se référer à des sites d’étude de séismes.)

On observe alors 3 arcs de cercle qui se coupent exactement en 1 point si le séisme est superficiel. La position de l’épicentre est déterminée par ce point d’intersection.

Connaître l'épicentre d'un séisme par la méthode des cercles. (© Arteclick)

Grâce aux ondes sismiques, les scientifiques identifient et étudient la structure interne de la Terre.

Utiliser la sismologie pour trouver la structure interne de la Terre

Au début du 20 ème siècle, les sismologues ont installé des sismomètres dans le monde entier, pour enregistrer les ondes produites par les grands séismes n’importe où sur la Terre. Grâce à ces réseaux ils ont pu déterminer la structure interne, la taille et la nature des différentes couches du globe terrestre.

Réseau mondial de sismomètres pour étudier la structure interne de la Terre. (© Arteclick)

En effet, en étudiant la propagation des ondes P et des ondes S, ils ont constaté que les ondes P et S émises lors d’un séisme n’arrivent pas aux sismomètres situés dans une bande à distance comprise entre 103° et 143° telle que mesurée à la surface de la Terre à partir de l’épicentre du séisme. Des zones d’ombre apparaissent là où les ondes P et S ne sont pas détectées et elles signifient qu’il existe des interfaces ou discontinuités où les ondes sismiques se réfractent brusquement.

Ondes P et S se propageant à travers la Terre. (© Arteclick)

De même en étudiant les temps de parcours des ondes P et S, les sismologues ont déterminé que les ondes sismiques se déplacent à des vitesses différentes en fonction de la profondeur et de la nature géologique des couches qu’elles traversent.

Ainsi sous les continents allant à une profondeur de 35 à 40 km puis sous les océans jusqu’à une profondeur de 8 km se trouve une limite appelée le Moho qui sépare la croûte du manteau supérieur de la Terre.

Puis dans cette partie du manteau supérieur apparaît une couche de 100 à 200 km de profondeur appelée la zone de basse vitesse (LVZ), car dans cette zone la vitesse des ondes P et S est fortement ralentie. Comme les ondes sismiques se propagent plus lentement dans les liquides que dans les solides, il faut penser que la LVZ est une zone où la roche est en partie fondue.

Entre 200 et 410 km, la vitesse des ondes sismiques dans le manteau augmente avec la profondeur. Cette augmentation signifie que cette partie du globe terrestre appelée le manteau supérieur devient progressivement plus rigide et plus dense avec la profondeur.

Entre 410 et 660 km de profondeur se situe la zone de transition. Dans cette zone la vitesse des ondes sismiques augmente par pallier avec la profondeur.

Au delà de cette zone de transition se situe le manteau inférieur où la vitesse des ondes sismiques augmentent lentement avec la profondeur.

A 2 900 km se trouve l’interface entre le noyau externe et le manteau appelée Discontinuité de Gutenberg. Les ondes S ne se propagent pas dans le noyau externe. Le fait que les ondes S ne traversent pas le noyau externe signifie que celui-ci est constitué de liquide. Les ondes P sont ralenties.

A 5 100 km les ondes P ont traversé le noyau externe et sont réfléchies sur une interface appelée Discontinuité de Lehmann. Les ondes P accélérent en entrant dans le noyau interne de la Terre. Les ondes S réapparaissent. Le noyau interne est solide.

En résumé, le noyau est composé de deux parties :

1-Le noyau externe constitué d’un alliage de fer liquide 2-“Le noyau interne* constitué d’un alliage de fer solide.

Ondes P et S se propageant à travers la Terre rencontrant tout d'abord la zone de basse vitesse (LVZ) puis la zone de transition. Les ondes P sont réfractées par l'interface au niveau du noyau externe liquide puis par l'interface au niveau du noyau interne solide. Les ondes S ne peuvent pas traverser le noyau externe liquide et réapparaissent à l'interface du noyau interne solide. (© Arteclick)

La magnitude d’un séisme

La magnitude mesure l’énergie dégagée au niveau du foyer du tremblement de terre, lorsque brutalement la faille se casse.

La magnitude est calculée mathématiquement à partir de l’amplitude des mouvements du sol enregistrée par un sismomètre, dans ce-cas-là on parle de la magnitude locale, ou à partir de leur longueur dans ce-cas-là on parle de la magnitude de durée, soit à partir de l’énergie totale rayonnée, dans ce cas là on parle de magnitude d’énergie.

En résumé, pas de sismomètre, veut dire, pas de sismogramme, et pas de sismogramme, veut dire, pas de calcul de la magnitude !

La magnitude est une quantité logarithmique: Une augmentation d’une unité en magnitude correspond à une augmentation d’un facteur 10 de l’amplitude des mouvements du sol. En général, l’emploi d’un certain type de magnitude est lié à la taille du séisme: Les magnitudes locale et de durée sont adaptées à la mesure des petits séismes jusqu’à M:5 ou M:6, alors que seule la magnitude d’énergie sera apte à caractériser les très gros séismes au-delà de M:8,5.

Plus le séisme libère de l’énergie, plus la magnitude est élevée et plus la faille est longue. Ainsi selon l’échelle de Richter un accroissement de magnitude de 1 correspond à une multiplication par 30 de l’énergie et par 10 de l’amplitude du mouvement.

La magnitude des séismes, la libération d'énergie et la fréquence des séismes par an. (© IRIS and Arteclick)

Sur Terre, la vitesse à laquelle se produisent les tremblements de terre de différentes magnitudes suit également une règle de x10, c’est-à-dire que les séismes de magnitude 5 se produisent généralement 10 fois plus souvent que les séismes de magnitude 6, etc.

Comme la magnitude d’un séisme est liée à la longueur de faille qui rompt lors de ce séisme, la gamme des magnitudes est limitée par la géométrie des frontières de plaques tectoniques. Actuellelement on peut envisager une rupture de quelques milliers de kilomètres au plus, ce qui correspondrait à un séisme de magnitude 10 environ.

Séismes du 20 ème siécles. (© NOAA NEIC Earthquake Catalog)

Les grands séismes correspondent à des failles de plusieurs centaines de kilomètres, tandis que les petites secousses correspondent à des ruptures de quelques centimètres.

Le plus gros séisme enregistré avec magnitude de 9,5 a eu lieu en 1960 au Chili. Les magnitudes plus petites que zéro sont ainsi fréquemment détectées. Elles caractérisent les microséismes. Par exemple la chute d’une brique d’une hauteur de 1m donne un séisme de magnitude -2.

En résumé, à 1 séisme correspond 1 magnitude

Les différentes intensités d’un séisme

L’intensité décrit les conséquences d’un séisme en se basant sur l’ampleur des dégâts en un lieu donné et sur la perception subjective des observateurs.

Les effets des séismes sont décrits grâce à l’échelle EMS98 (European Macroseismic Scale). Pas besoin d’instrument pour déterminée l’intensité d’un séisme. Elle est estimée à partir de l’observation des dégâts, des dommages aux constructions, des ressentis de la population, et de la nature géologique du sol.

En résumé, à 1 séisme correspond plusieurs valeurs d’intensité

Le foyer, l'épicentre, 1 magnitude et 3 intensités (1,2,3) pour caractériser ce séisme. Les séismes sont perceptibles à partir d’une magnitude d’environ M:2.5. À partir d’une magnitude M:4.5 à 5.5, des dommages sur bâtiments sont observés. L’impact d’un séisme dépend très fortement de la distance au foyer ou (l’hypocentre) et à l’épicentre, du sous-sol local et du type de construction d’un bâtiment.(© Arteclick)

L'échelle des intensité comprend 12 degrés gradués de I à XII.(© Service Sismologique Suisse)

Les intensités des séismes constituent un moyen utile pour comparer les séismes instrumentaux des temps modernes avec les événements historiques dont nous n’avons que les descriptions écrites. Après un séisme, les scientifiques recueillent ces informations et construisent des cartes d’intensités.

La ShakeMaps fournit une carte des mouvements du sol et de l’intensité des secousses provoqués par séisme. (© Arteclick)