Lesser Antilles

Lesser Antilles

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Petites Antilles

Les Petites-Antilles sont une sub-division des Antilles constituées des territoires allant des Îles Vierges à la Grenade, et qui séparent la mer des Caraïbes et l’océan Atlantique. La zone géographique des Petites-Antilles s’étend de la fosse d’Anegada au nord jusqu’au sous-continent sud-américain. La Soufrière de Guadeloupe est le point culminant des Petites Antilles (1 467 m, l’île de la Basse-Terre, en Guadeloupe). La fosse océanique au nord des Îles Vierges américaines est la plus profonde de l’océan Atlantique (-9210 m). Les Petites Antilles reposent sur la plaque tectonique caraïbe.

À lire …
La page du dictionnaire Larousse.
La page de Wikipédia.


Tectonique des plaques

La surface de la Terre change très lentement. Les mouvements de la surface de notre planète montrent qu’elle s’organise en plaques (les plaques tectoniques) qui se déplacent indépendamment les unes des autres. Les limites entre les plaques sont de différentes natures. Certaines se décalent, d’autres s’éloignent ou se rapprochent (en collision ou subduction). Ces plaques composent la lithosphère, elles sont constituées d'une couche solide en surface (la croûte) et d'une couche ductile à leur base (le manteau lithosphérique). Aujourd’hui les plaques tectoniques peuvent être repérées grâce aux mesures GPS, mais c’est Alfred Wegner qui propose en 1912 ce modèle, la dérive des continents, en se basant sur la ressemblance morphologique entre les côtes américaines et africaines, la correspondance de leurs structures géologiques et de leurs conditions paléoclimatiques, et l’existence de fossiles identiques sur les deux continents.

À lire …
La vidéo du Institut de Physique du Globe de Paris.
La vidéo du Centre National de Recherche Scientifique.


Dorsale océanique

La tectonique des plaques est alimentée par la chaleur dégagée par le noyau terrestre. Cette chaleur s’évacue lentement grâce à un phénomène de convection dans le manteau. Les parties les plus chaudes du noyau transmettent leur chaleur aux parties sus-jacentes du manteau qui deviennent plus légères et montent naturellement vers la surface de la Terre. Une fois arrivé à l’interface avec la lithosphère, le panache mantellique entraîne la fonte partielle de l’asthénosphère, ce qui produit du magma. Ces magmas sont plus légers que la lithosphère et remontent à l’aplomb du panache. À la surface, les magmas une fois solidifiés forment deux plaques tectoniques océaniques qui s'écartent avec entre les deux une chaîne de volcans sous-marins : la dorsale océanique.

À lire …
La page du dictionnaire Larousse.
La page du Centre National de Recherche Scientifique.


Subduction

Poussées par les dorsales océaniques, les plaques tectoniques océaniques ne peuvent pas s'étendre indéfiniment, car elles buttent sur les plaques tectoniques continentales. Lorsque cela se produit, la plaque océanique, qui est la plus lourde, passe sous la plaque continentale. Le panneau plongeant de la plaque océanique, lorsqu'il s'enfonce dans le manteau lithosphérique, subit une augmentation de pression et de température. Une partie fond et donne des magmas qui alimentent des volcans au-dessus du panneau plongeant. La plaque continentale se déforme sous les contraintes exercées par la plaque océanique et s'épaissit le long de la subduction, formant ainsi des chaînes de montagne, parfois sous-marines, et dans lesquelles s'insèrent les volcans.


Arc circu-pacifique

L'arc de la subduction circu-pacifique, également appelé ceinture de feu, est la plus longue zone de subduction présente à la surface de la Terre. Elle borde l'océan Pacifique à l'est, au nord est à l'ouest. Cette subduction est responsable de l'édification de la Cordillère des Andes, de la chaîne des Cascades, de la chaine Aléoutienne, du Kamchatka, de l'arc japonais, indonésien et néo-zélandais.


Volcan

Un volcan est une montagne constituée des produits d'éruptions volcaniques (laves, cendres...). Les volcans des zones de subduction sont formés de laves visqueuses, car les magmas qui les alimentent sont issus de la fonte des plaques océaniques (fortement concentrées en silice). Par opposition, les volcans de point chaud sont alimentés par des magmas issus de la fonte du manteau lithosphérique, relativement moins visqueux (car moins concentrés en silice). En raison de la forte viscosité de leur magma, les poches et les chambres magmatiques des volcans de subduction sont capables d'atteindre des pressions élevées, et d'engendrer des explosions volcaniques. Ces types d'éruptions volcaniques explosives ont déjà eu lieu dans l'histoire géologique de la Montagne Pelée et de la Soufrière de Guadeloupe. Elles produisent, avec les volcans de la Dominique et de Saint Vincent, des volumes d'éruptions parmi les plus grands connus aux Antilles.


Nappe phréatique

L'eau qui s'infiltre dans la Terre forme une nappe phréatique. Le niveau de la nappe phréatique fluctue en fonction des précipitations. Cependant, dans un volcan, la nappe phréatique est anormalement élevée, car la chaleur dégagée par les magmas entraîne des circulations d'eau, de vapeurs et de gaz volcaniques.


Gradient géothermique

Un gradient donne la variation d'un paramètre dans un espace défini. Le gradient dit géothermique définit la variation de la température en fonction de la profondeur. La température augmente en moyenne de 1°C tous les 33 m. Cependant, sous les volcans, ce gradient est beaucoup plus fort. Il est, par exemple, de 1°C tout les 1,4 m dans les forages de la centrale géothermique de Bouillante en Guadeloupe.

À lire…
La page du Bureau de Recherche Géologique et Minière.


Sismologie

La Terre est opaque à nos yeux mais pour les ondes sismiques, elle est un espace dans lequel elles peuvent voyager, échantillonnant au passage les propriétés physiques des matériaux traversés. La sismologie est une branche de la géophysique, portant sur l'étude des ondes sismiques et de leurs sources naturelles. La sismologie est née de l’étude des tremblements de terre (seismos : tremblement, choc en grec) pour en connaître les origines et les conséquences. L’inventeur chinois Zhang Heng créa le premier sismographe en l’an 132. Cet outil permettait à l’époque de déterminer la direction de propagation des ondes. Depuis, le domaine s’est développé surtout sous l’impulsion de l’exploitation économique du pétrole. Aujourd’hui ce champ d’étude couvre un très large spectre de mouvements du sol depuis les tremblements de terre jusqu’aux très faibles pulsations sismiques. Les méthodes sismiques peuvent être divisées en deux groupes en fonction de la source d’énergie utilisée. On parlera de sismologie dès lors que l’énergie provient de secousses naturelles (tremblement de terre, volcan), ou de sismique lorsque l’énergie est obtenue d’une explosion ou d’une source provoquée (explosifs, vibrateurs). Les champs d’application vont de l’étude des sources naturelles (pour la sismologie) et de leur structure (sismotectonique) jusqu’à l’étude du milieu de propagation, des interfaces géologiques et de la structure du globe.

À lire…
La vidéo de l'Institut de Physique du Globe de Paris.
La page Wikipédia.


Intensité macrosismique

L’intensité d’un séisme est une mesure des effets observés lors d’un séisme en un lieu donné. Elle est évaluée à partir des dégâts subis par les constructions, les modifications de la surface du sol et les impressions des témoins. Pour un séisme donné, l’intensité n’est pas une valeur fixe mais varie avec la distance au séisme et la composition des sols (effets de sites). L'intensité permet notamment d’estimer la magnitude de paléoséismes d’après des écrits.

Les échelles les plus connues sont celles de Mercalli (1902) modifiée en 1956 et l’échelle MSK (1964) du nom de trois sismologues Medvedev, Sponheuer et Karnik. Ces échelles comportent 12 degrés notés en chiffres romains de I à XII. Depuis 2000, l’échelle utilisée en France et en Europe est l’échelle macrosismique européenne (EMS 98) en remplacement de l’échelle MSK.

Degré

Secousse

Effet du séisme sur ...

Les personnes

Les bâtiments

La nature

I

Non ressenti

Non ressenti

 

 

II

Rarement ressenti

Ressenti dans étages supérieurs

 

 

III

Faible

Ressenti par quelques personnes au repos dans leur habitation

Balancement des objets suspendus

 

IV

Largement observé

Ressenti dans les maisons

Vibration des portes

 

V

Fort

Ressenti à l’extérieur, réveil des dormeurs

Forte vibration des objets

 

VI

Dégâts légers

Ressenti par tous

Chute petits objets, fissures

Crevasses isolées

VII

Dégâts

Population effrayée

Mobilier renversé , bâtiments endommagés

Glissements de terrain isolés

VIII

Dégâts importants

Panique

Défaillances, fissures et effondrements partiels

Changement des sources d'eau, quelques glissements

 

IX

Destructions

Panique

De nombreux bâtiments s’écroulent ou ont des défaillances

Crevasses beaucoup de glissements

X

Destructions importantes

Panique générale

Toutes constructions s’effondrent, rails tordus

Glissements de terrain généralisés

XI

Catastrophe

 

La plupart des constructions s’effondrent

Modifications du sol, tsunamis...

XII

Catastrophe généralisée

 

Les structures hors sol et sous sol sont détruites

 

Tableau 1: L’échelle macrosismique européenne (EMS 98, remplace l’échelle MSK depuis le 1er janvier 2000). Ce tableau est un résumé d’après « European Macroseismic Scale 1998 », sous la direction de G. Grünthal. (Cahiers du Centre Européen de Géodynamique et de Séismologie Volume 19, Luxembourg 2001)


Magnitude

Suite au séisme de Los Angeles, en 1935, Charles Francis Richter n’est pas satisfait des échelles d'intensité décrivant les séismes en termes de destruction ou sensation. Il présente une échelle permettant de décrire l'ampleur d’un tremblement de terre à son épicentre par l’énergie dégagée. Il installe des capteurs sismiques en Californie et définit un classement à partir de mesure des amplitudes maximum des séismes en fonction de la distance à la source (l’atténuation). Plus le séisme a libéré d’énergie, plus sa magnitude est grande, et plus les amplitudes de ses ondes sismiques sont élevées. L’équation établie par Richter permet de calculer une magnitude en fonction de son amplitude observée à une distance de 100 km et de l'atténuation de référence. Cependant, Richter à fait ses mesures avec un capteur 2 Hz, qui sature lors de grands séismes. Par ailleurs, son équation ne tient pas compte du type de séisme et de la durée de sa rupture. Un cadre théorique de la représentation d’un séisme a donc été avancé par Keiiti Aki en 1964, le moment sismique.

 La grande majorité des séismes sont de faibles magnitudes et imperceptibles. De manière générale les séismes de plus petites ampleurs sont les plus récurrents. Les sismologues Alfred Richter et Beno Gutenberg ont défini en 1942 que pour une région ayant produit un seul séisme de magnitude 5 dans un certain espace de temps, il s'en est produit 10 de magnitudes 4, 100 de magnitude 3, 1000 de magnitude 2, 10000 de magnitude 1, etc.


Moment sismique

Il s’agit d’une mesure de l’énergie d’un séisme. Depuis les années 1960, les sismologues préfèrent cette mesure à la magnitude sismique, car le moment sismique est directement lié aux paramètres de la source sismique et du milieu de propagation. L’équation du moment sismique dépend de la rigidité du milieu de propagation, de la surface rompue de la faille et de la longueur de son glissement moyen. L’unité de mesure du moment sismique est le newton par mètre dans le système international. En 1977, Hiroo Kanamori établit la relation empirique entre magnitude et moment sismique. Lorsque la magnitude du séisme est déduite du moment, on parle de magnitude de moment


Fréquence et période

Une onde est un phénomène périodique qui se répète après un intervalle de temps appelé période. La période d'une onde sismique désigne le temps au bout duquel elle revient à la même position et vitesse. La fréquence (en hertz) est l'inverse de la période en seconde. Dans le domaine des ondes acoustiques, les sons graves correspondent aux basses fréquences (grandes périodes) et les sons aigus aux hautes fréquences (courtes périodes). Les ondes sismiques couvrent un large spectre avec des périodes allant de 0.1 seconde (ondes de volume) à 1 heure (53,9 minutes pour la période propre la plus grave de la Terre)­.


Ondes sismiques

Lors d'un séisme, chaque particule de roche déformée va répercuter sa déformation aux portions voisines. C’est cette propagation de proche en proche d’un déséquilibre mécanique qu’on appelle onde sismique. La réponse du sol est complexe : après le choc, les particules vont revenir à leur position, et vont souvent la dépasser. Dans ce cas, un nouveau déséquilibre se crée avant un nouveau retour à l’équilibre. La façon selon laquelle les petites particules vont interagir les unes avec les autres dépend des propriétés mécaniques de la roche ou du sol qui transmet l’onde.

Les ondes de volume se propagent à l’intérieur du globe suivant des lois proches de celles de l’optique géométrique. Lorsqu’elles se réfléchissent sur des surfaces de discontinuité (et notamment sur la surface du globe), elles interfèrent et génèrent des ondes de surfaces. Leur vitesse dépend du matériau traversé et d’une manière générale elle augmente avec la profondeur. Les ondes P ou ondes primaires appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales se propagent dans tous les milieux. Le déplacement du sol qui accompagne leur passage se fait par dilatation et compression successives, parallèlement à la direction de propagation de l’onde. Elles sont responsables du grondement sourd que l’on peut entendre au début d’un tremblement de terre. Ce sont les plus rapides (6 km/s près de la surface) et sont enregistrées en premier sur un sismogramme.

Les ondes S ou ondes secondaires sont appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes transversales. À leur passage, les mouvements du sol s’effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l’onde. Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides, elles sont en particulier arrêtées par le noyau de la Terre. Leur vitesse est plus lente que celle des ondes P, elles apparaissent en second sur les sismogrammes.


Sismomètre

Le sismomètre permet de mesurer les déplacements du sol. Un aimant inerte est suspendu par des ressorts dans un solénoïde solidaire des mouvements du sol. La mesure du courant nécessaire pour maintenir l'aimant au repos donne une mesure indirecte de la vitesse des mouvements du sol (le dispositif électronique étant plus rapide que la vibration). Cette méthode permet de s’affranchir de l’inertie d'un dispositif mécanique, notamment de sa résonance. Les sismomètres à courtes périodes (inférieures à 2 secondes) sont surtout utilisés pour étudier les ondes de volume (ondes de compression ou ondes P, ondes de cisaillement ou ondes S) et la sismicité proche et régionale. Pour l’étude des ondes de surface et des ondes de volume des séismes, on utilise des sismomètres à longues périodes qui mesurent les mouvements du sol de périodes allant d’une seconde à plusieurs centaines de secondes, jusqu’au continu. Ces sismomètres servent également à étudier les périodes propres de la Terre (53 minutes), ainsi que la marée terrestre (12 heures). Les sismomètres longues périodes peuvent également servir d’inclinomètres, ou d'accéléromètres pour mesurer les mouvements du sol les plus forts.


Sismogramme

Un sismogramme est une image représentant les derniers mouvements sismiques enregistrés sur plusieurs stations permanentes, réparties autour de la Guadeloupe. Les signaux mesurés sont transmis par ondes radio jusqu'à l'observatoire, en temps-réel avec un rythme de 100 points par seconde. Ces données sont stockées dans des fichiers numériques, qui sont ensuite tracés sous forme de courbes graphiques par un ordinateur.


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