تفسير مبدأ الاستكشاف الزلزالي بالانكسار، وقراءة منحنى الزمن-المسافة، وحساب سُمك طبقة؛
تفسير مبدأ الاستكشاف الزلزالي بالانعكاس، وتحويل زمن ذهاب وإياب إلى عمق؛
تفسير مبدأ التصوير المقطعي الزلزالي، وتأويل شذوذ في السرعة من حيث درجة الحرارة؛
وصف التوزّع العالمي للزلازل وتصنيفها حسب العمق؛
ربط العمق الأقصى للزلازل بوجود مادة باردة وقابلة للانكسار؛
تمييز النشاط الزلزالي لكل سياق جيودينامي (ظهرة، فالق تحويلي، طمر، اصطدام، حفرة انهدامية، داخل الصفيحة)؛
استثمار مستوى فاداتي-بينيوف: اتجاه الغوص، الميل، العمق الأقصى.
1. التقنيات الزلزالية: استكشاف باطن الأرض
تنعكس الموجات الزلزالية وتنكسر عند السطوح الفاصلة بين أوساط مختلفة السرعة (قانونا سنيل-ديكارت، الدرس 134). وتستثمر التقنيات الزلزالية هذه الخصائص، بمصادر طبيعية (زلازل) أو اصطناعية (تفجيرات، شاحنات هزّازة، مدافع هوائية في البحر).
1.1 الاستكشاف الزلزالي بالانكسار
المبدأ. يُصدر مصدرٌ موجات؛ وتسجّل لواقط مصطفة على مسافات متزايدة أزمنةَ الوصول. عندما تبلغ الموجة سطحًا فاصلًا تحت الزاوية الحرجة (Angle critique) (sin i_c = V1/V2)، تنتشر على طول هذا السطح في الطبقة السفلى الأسرع، وتعيد طاقة نحو السطح: إنها الموجة المنكسرة (أو الموجة المخروطية Onde conique). وبعد مسافة معيّنة، تصل قبل الموجة المباشرة، لأنها قطعت جزءًا من مسارها في وسط أسرع.
صورة 1 — قيد الإعدادوصف الوثيقة
لوحة علمية تعليمية بأسلوب كتاب مدرسي، رسم مسطح (flat vector)، من جزأين متراكبين مصطفين على المحور الأفقي نفسه للمسافة. الجزء السفلي: مقطع أرضي بطبقتين، طبقة علوية بيج موسومة «V1 = 6 كلم/ث، السُّمك h»، وطبقة سفلى بالأخضر الزيتوني موسومة «V2 = 8 كلم/ث»، مع سطح فاصل أفقي؛ يسارًا نجمة حمراء «المصدر»، وعلى السطح صف من المثلثات «لواقط» على مسافات متزايدة؛ رسم شعاع مباشر أفقي بالأزرق، وشعاع منعكس بالرمادي، وشعاع منكسر بالأحمر ينزل تحت الزاوية الحرجة «i_c»، ويسير على طول السطح الفاصل ثم يصعد نحو اللواقط البعيدة. الجزء العلوي: مبيان «منحنى الزمن-المسافة» بالمسافة (كلم) على الأفاصيل وزمن الوصول (ث) على الأراتيب؛ مستقيم أزرق يمر بالأصل ميله 1/V1 موسوم «الموجة المباشرة»، ومستقيم أحمر ميله أضعف 1/V2 يقطع محور الأزمنة عند «t_i» موسوم «الموجة المنكسرة»؛ نقطة تقاطع المستقيمين مُعلَّمة وموسومة «مسافة التقاطع x_c» مع خط عمودي متقطع ينزل نحو المقطع. خلفية بيضاء، تسميات بخط عربي واضح، هندسة دقيقة
الموجة المباشرة: t = x / V1 (الميل 1/V1، تمر بالأصل)؛
الموجة المنكسرة: t = x / V2 + t_i (الميل 1/V2، أضعف، والأرتوب عند الأصل t_i).
فنقرأ السرعات إذن من الميلين (V = مقلوب الميل)، وسُمك الطبقة العليا بفضل مسافة التقاطع (Distance de croisement) x_c بين المستقيمين:
h = (x_c / 2) × √[(V2 − V1) / (V2 + V1)]
مثال — قشرة سرعتها V1 = 6 كلم/ث فوق رداء سرعته V2 = 8 كلم/ث؛ مسافة التقاطع x_c = 160 كلم.
h = 80 × √(2/14) ≈ 80 × 0,378 ≈ 30 كلم: إنه سُمك القشرة، والسطح الفاصل هو الموهو. وهذا هو الاستدلال الذي طبّقه موهوروفيتش سنة 1909 (الدرس 134).
1.2 الاستكشاف الزلزالي بالانعكاس
المبدأ. تُسجَّل قرب المصدر الموجاتُ المنعكسة، بورود شبه عمودي، على السطوح الفاصلة الواقعة تحته. ولكل عاكس، يُقاس زمن الذهاب والإيابt. وبمعرفة السرعة المتوسطة V للأراضي المجتازة:
العمق = V × t / 2
مثال — عاكس سُجّل عند t = 10 ث ذهابًا وإيابًا، بسرعة متوسطة 6 كلم/ث: العمق ≈ 6 × 10 / 2 = 30 كلم (انعكاس على الموهو).
وبنقل المصدر واللواقط على طول مقطع، نحصل على مقطع زلزالي يصوّر الطبقات الرسوبية والفوالق والطيات وقاعدة القشرة، بل وسقف الصفائح الغائصة. إنها التقنية الأساسية في التنقيب عن البترول، وقد سمحت المقاطع القشرية الكبرى بتصوير البنية العميقة للسلاسل الجبلية (مثل تكدّس القشرة تحت جبال الألب).
الاستكشاف بالانكسار
الاستكشاف بالانعكاس
الموجات المستعملة
موجات منكسرة تحت الزاوية الحرجة
موجات منعكسة
الترتيب
لواقط بعيدة عن المصدر
لواقط قريبة من المصدر
المعطى
زمن الوصول بدلالة المسافة
زمن الذهاب والإياب
النتيجة
سرعات الطبقات وأسماكها
صورة مفصّلة للسطوح الفاصلة والبنيات
الشرط
سرعة متزايدة مع العمق
تباين في الممانعة عند السطوح الفاصلة
1.3 التصوير المقطعي الزلزالي
المبدأ. تُسجّل آلاف الزلازل في آلاف المحطات: فتتقاطع أشعتها في كل الاتجاهات داخل الكرة الأرضية. ولكل شعاع، يُقارَن زمن المسار الملاحَظ بالزمن المحسوب في نموذج مرجعي (سرعة لا تتوقف إلا على العمق). فالشعاع المتأخر اجتاز مناطق بطيئة؛ والمتقدّم اجتاز مناطق سريعة. وبالجمع بين كل الأشعة، تُعاد بناء خريطة ثلاثية الأبعاد لـشذوذات السرعة (Anomalies de vitesse) (انحرافات، بالنسبة المئوية، عن النموذج المرجعي). ذلك هو التصوير المقطعي الزلزالي (Tomographie sismique).
التأويل. عند تساوي التركيب، تنخفض السرعة عندما ترتفع الحرارة (تصبح الصخرة أقل صلابة). ومنه قاعدة القراءة:
شذوذ موجب (أسرع من المرجع) ← مادة أكثر برودة؛
شذوذ سالب (أبطأ) ← مادة أكثر سخونة (مع قليل من السائل أحيانًا).
صورة 2 — قيد الإعدادوصف الوثيقة
مقطع تصوير مقطعي علمي تعليمي بأسلوب كتاب مدرسي، رسم مسطح (flat vector)، يمثل قطاعًا من الكرة الأرضية في مقطع عمودي (جزء من قرص) من السطح حتى عمق 2900 كلم، مع خطين دائريين متقطعين موسومين «410 كلم» و«660 كلم». تُرمَّز شذوذات السرعة بسلّم ألوان تحت الشكل، من −2 % (أحمر) إلى +2 % (أزرق)، والأبيض يطابق المرجع. يُرى: شريط أزرق مائل ينطلق من خندق عند السطح ويغوص حتى حد 660 كلم، ثم يمتد أعمق في الرداء السفلي، موسوم «غلاف صخري غائص بارد»؛ وتحت ظهرة، منطقة حمراء قليلة العمق محصورة في المائة إلى المائتي كيلومتر الأولى، موسومة «صعود ساخن سطحي تحت الظهرة»؛ وأبعد من ذلك، عمود أحمر ضيق يصعد من أسفل الرداء نحو السطح، موسوم «عمود ساخن». سلّم الألوان موسوم «شذوذ سرعة الموجات (%): بطيء / ساخن – سريع / بارد». خلفية بيضاء، تسميات بخط عربي واضح
إسهامات أساسية:
تظهر الألواح الغائصة كأشرطة سريعة (باردة) مائلة؛ بعضها ينبسط نحو 660 كلم، وبعضها يخترق الرداء السفلي؛
تحت الظهرات، يكون الشذوذ البطيء (الساخن) سطحيًا: فالصعود فيها سلبي (الدرس 162)؛
ترتبط بعض النقط الساخنة بأعمدة بطيئة عميقة، تُؤوَّل على أنها أعمدة صاعدة (Panaches) (الدرس 170)؛
تحت القواعد القديمة، تؤكد جذور سريعة (باردة) سُمكَ الغلاف الصخري القاري القديم (الدرس 161).
2. توزّع الزلازل
2.1 على السطح: أحزمة ضيقة
صورة 3 — قيد الإعدادوصف الوثيقة
خريطة للعالم علمية تعليمية بأسلوب كتاب مدرسي، إسقاط روبنسون، رسم مسطح (flat vector)، تُبيّن المراكز السطحية للزلازل التي يفوق قدرها 5 خلال عدة عقود على شكل نقط صغيرة ملونة حسب عمق البؤرة: أحمر «0–70 كلم»، أصفر «70–300 كلم»، أخضر «300–700 كلم». حدود الصفائح مرسومة بخطوط رمادية رفيعة. يجب أن يُرى: اصطفافات حمراء رفيعة ومتصلة على طول الظهرات المحيطية (الأطلسية الوسطى، الهندية، شرق الهادي)؛ حزام كثيف حول الهادي كله تنتقل فيه النقط من الأحمر إلى الأصفر ثم إلى الأخضر بالابتعاد عن الخنادق نحو داخل القارات أو الأقواس؛ شريط عريض ومنتشر من النقط الحمراء والصفراء من البحر الأبيض المتوسط إلى الهيمالايا؛ نقط قليلة جدًّا داخل الصفائح. مفتاح العمق في الأسفل. خلفية بيضاء، تسميات بخط عربي واضح، توزيع واقعي
ليست المراكز السطحية موزّعة عشوائيًا. إنها ترسم أحزمة ضيقة تتطابق مع حدود الصفائح:
الحزام المحيط بالهادي (الذي يسمّى غالبًا «حزام النار»)، حيث تقع أغلب الزلازل الكبرى جدًّا وتتحرر معظم الطاقة الزلزالية للكرة الأرضية؛
الحزام الألبي-الهيمالائي، من البحر الأبيض المتوسط إلى جنوب شرق آسيا، عريض ومنتشر؛
الظهرات المحيطية وفوالقها التحويلية، التي تُبرزها اصطفافات رفيعة.
أما داخل الصفائح فضعيف النشاط الزلزالي. وهذا التوزّع هو ما سمح برسم حدود الصفائح (الدرس 160).
2.2 في العمق: ثلاثة أصناف من الزلازل
الصنف
عمق البؤرة
السياقات
سطحية
0 – 70 كلم
كل السياقات (ظهرات، فوالق تحويلية، حفر انهدامية، اصطدامات، طمر)
متوسطة
70 – 300 كلم
مناطق الطمر حصرًا تقريبًا (وبعض مناطق الاصطدام)
عميقة
300 – ≈ 700 كلم
مناطق الطمر حصرًا
لا يُسجَّل أي زلزال بعد نحو 700 كلم.
2.3 المبدأ التفسيري: لا زلزال دون مادة باردة
يفسّر هذا المبدأ الوحيد كل التوزّع في العمق:
في الظهرات، يكون الغلاف الصخري حديثًا وساخنًا ورقيقًا جدًّا: فالزلازل سطحية (عمومًا أقل من 10 إلى 20 كلم) ومعتدلة القدر؛
في القشرة القارية، يقتصر الجزء القابل للانكسار عمومًا على الـ15 إلى 20 كلم الأولى، وتحتها تصبح القشرة لدنة؛
في مناطق الطمر، يغوص الغلاف الصخري المحيطي البارد أسرع مما يسخن: فيحمل إلى العمق ظروفًا باردة بما يكفي لإحداث زلازل متوسطة وعميقة؛
بعد نحو 700 كلم، يكون حتى اللوح الغائص قد بلغ ظروفًا لم يعد يحدث فيها هذا الانكسار.
3. النشاط الزلزالي والسياقات الجيودينامية
3.1 مناطق الطمر ومستوى فاداتي-بينيوف
في منطقة طمر، لا تكون البؤر مبعثرة: إنها تصطف على مستوى مائل، هو مستوى فاداتي-بينيوف (Plan de Wadati-Benioff)، الذي ينطلق من الخندق ويغوص تحت الصفيحة الراكبة حتى عمق عدة مئات من الكيلومترات. ويجسّد هذا المستوى الغلاف الصخري الغائص: فالزلازل تحدث في جزئه البارد وعند تماسه مع الصفيحة الراكبة.
صورة 4 — قيد الإعدادوصف الوثيقة
مقطع علمي تعليمي بأسلوب كتاب مدرسي، رسم مسطح (flat vector)، عمودي على منطقة طمر محيط–قارة. يسارًا، غلاف صخري محيطي رمادي مزرق مع خندق؛ يغوص نحو اليمين تحت غلاف صخري قاري بيج يحمل على سطحه سلسلة من البراكين. المحور الأفقي: المسافة عن الخندق (0 إلى 700 كلم)؛ المحور العمودي: العمق (0 إلى 700 كلم)، بالسلّم نفسه. دوائر سوداء صغيرة عديدة تمثل البؤر الزلزالية مصطفة في شريط على طول الصفيحة الغائصة، من السطح قرب الخندق حتى عمق نحو 650 كلم، مع منطقة أكثف قرب السطح؛ وبعض البؤر السطحية المتفرقة في الصفيحة الراكبة. المستوى موسوم «مستوى فاداتي-بينيوف»؛ وزاوية الغوص مُعلَّمة «α»؛ وقوس يبيّن الأصناف «سطحية»، «متوسطة»، «عميقة». سهم يبيّن اتجاه انتقال الصفيحة الغائصة. خلفية بيضاء، تسميات بخط عربي واضح
استثمار مستوى فاداتي-بينيوف:
اتجاه الطمر: يزداد عمق البؤر نحو الصفيحة الراكبة؛ والصفيحة الغائصة في جهة الخندق، حيث البؤر سطحية.
الميل: tan α = Δ(العمق) / Δ(المسافة الأفقية).
الطول والعمق الأقصى: يخبران عن كمية الغلاف الصخري المبتلَع.
مثال — بؤر على عمق 50 كلم على بعد 100 كلم من الخندق، وعلى عمق 400 كلم على بعد 450 كلم من الخندق: tan α = (400 − 50) / (450 − 100) = 1، أي α = 45°.
يختلف الميل من منطقة إلى أخرى: ضعيف نسبيًا تحت بعض أجزاء الأنديز، وقوي جدًّا (قريب من العمودي) تحت جزر ماريانا، حيث يكون الغلاف الصخري الغائص قديمًا جدًّا وكثيفًا.
مميزات النشاط الزلزالي للطمر:
زلازل سطحية ومتوسطة وعميقة — إنه السياق الوحيد الذي توجد فيه الأصناف الثلاثة؛
أكبر الزلازل المعروفة (أقدار تقارب 9 أو تفوقها: الشيلي 1960، ألاسكا 1964، سومطرة 2004، اليابان 2011) تحدث على السطح البيني بين الصفيحتين، باشتغال فوالق معكوسة (الدرس 163)، وقد تُحدث موجات تسونامي؛
فوالق عادية سطحية في الانتفاخ قبل الخندق.
3.2 جدول تركيبي
السياق
عمق البؤر
التوزّع
الآلية الغالبة (الدرس 163)
الأقدار
ظهرة محيطية
سطحية (< 20 كلم)
اصطفاف ضيق على طول المحور
فوالق عادية
معتدلة
فالق تحويلي
سطحية
بين أجزاء الظهرة فقط
فوالق انزلاقية أفقية
معتدلة إلى قوية
طمر
من سطحية إلى عميقة (≈ 700 كلم)
مستوى فاداتي-بينيوف المائل
معكوسة عند السطح البيني؛ متنوعة في العمق
الأقوى (≈ 9)
اصطدام
سطحية أساسًا، وبعضها متوسط
نطاق عريض ومنتشر (مئات إلى آلاف الكيلومترات)
معكوسة وانزلاقية أفقية
قوية
حفرة انهدامية قارية
سطحية
على طول الأحواض الانهدامية
فوالق عادية
معتدلة
داخل الصفيحة
سطحية
نادرة ومتفرقة
متغيرة (إعادة تنشيط فوالق قديمة)
معتدلة عمومًا
4. أخطاء شائعة وفخاخ الامتحان
الخطأ
التصويب
«في منحنى الزمن-المسافة، السرعة تساوي الميل»
السرعة هي مقلوب الميل
«يكشف الاستكشاف بالانكسار كل الطبقات»
الطبقة الأبطأ من التي تعلوها غير مرئية بالانكسار
«العمق = السرعة × الزمن في الاستكشاف بالانعكاس»
الزمن المقيس ذهاب وإياب: العمق = V × t / 2
«يدل شذوذ مقطعي سالب على مادة أبرد»
شذوذ سالب = موجات أبطأ = مادة أسخن
«توجد الزلازل العميقة في كل السياقات»
الزلازل المتوسطة والعميقة تكاد تكون خاصة بـمناطق الطمر
«يغوص مستوى فاداتي-بينيوف تحت الصفيحة المحيطية»
يغوص تحت الصفيحة الراكبة؛ ويجسّد الصفيحة الغائصة
«زلازل الظهرات هي الأعنف»
إنها سطحية ومعتدلة؛ وأكبر الزلازل تحدث في الطمر
«يرسم النشاط الزلزالي للاصطدام خطًّا واضحًا»
إنه عريض ومنتشر
«تبلغ أعمق الزلازل النواة»
لا يُسجَّل أي زلزال بعد نحو 700 كلم
5. خلاصة
الاستكشاف بالانكسار: منحنى زمن-مسافة بمستقيمين (الميلان = 1/V)؛ سُمك الطبقة العليا انطلاقًا من مسافة التقاطع؛ لا يرى طبقة أبطأ من التي فوقها.
الاستكشاف بالانعكاس: زمن ذهاب وإياب، العمق = V × t / 2؛ صورة مفصّلة للسطوح الفاصلة والبنيات.
التصوير المقطعي: شذوذات سرعة بالنسبة لنموذج مرجعي؛ سريع = بارد (ألواح غائصة، جذور القواعد القديمة)، بطيء = ساخن (تحت الظهرات سطحيًا، أعمدة صاعدة).
ترسم الزلازل أحزمة ضيقة تُبرز حدود الصفائح: المحيط بالهادي، الألبي-الهيمالائي، الظهرات.
سطحية (0–70 كلم) في كل مكان؛ متوسطة (70–300 كلم) وعميقة (300–700 كلم) في الطمر تقريبًا حصرًا؛ ولا شيء بعد ≈ 700 كلم.
مبدأ موحِّد: لا زلزال دون مادة باردة وقابلة للانكسار.
مستوى فاداتي-بينيوف: يغوص تحت الصفيحة الراكبة؛ اتجاه الطمر، الميل (tan α = Δz/Δx)، العمق الأقصى.
البصمات: الظهرات (سطحية، عادية)، التحويلية (انزلاقية أفقية بين الأجزاء)، الطمر (كل الأعماق، أقوى الزلازل)، الاصطدام (نطاق عريض منتشر)، الحفر الانهدامية (عادية)، داخل الصفيحة (نادرة).
الدرس الموالي
التدفق الحراري والسياق الجيودينامي — بعد النشاط الزلزالي، يدرس الدرس الموالي البصمة الفيزيائية الكبرى الأخرى لحدود الصفائح: الحرارة المتسرّبة من الأرض، التي يعكس توزّعها إنشاءَ الغلاف الصخري وتقادمه وهدمه.
Techniques sismiques, sismicité et contextes géodynamiques
Objectifs de la leçon
À la fin de cette leçon, vous devez être capable de :
expliquer le principe de la sismique réfraction, lire une dromochronique et calculer l'épaisseur d'une couche ;
expliquer le principe de la sismique réflexion et convertir un temps aller-retour en profondeur ;
expliquer le principe de la tomographie sismique et interpréter une anomalie de vitesse en termes de température ;
décrire la répartition mondiale des séismes et leur classement selon la profondeur ;
relier la profondeur maximale des séismes à la présence d'un matériau froid et cassant ;
caractériser la sismicité de chaque contexte géodynamique (dorsale, faille transformante, subduction, collision, rift, intraplaque) ;
exploiter un plan de Wadati-Benioff : sens de plongement, pendage, profondeur maximale.
1. Les techniques sismiques : ausculter l'intérieur de la Terre
Les ondes sismiques se réfléchissent et se réfractent aux interfaces entre milieux de vitesses différentes (lois de Snell-Descartes, leçon 134). Les techniques sismiques exploitent ces propriétés, avec des sources naturelles (séismes) ou artificielles (explosions, camions vibrateurs, canons à air en mer).
1.1 La sismique réfraction
Principe. Une source émet des ondes ; des capteurs alignés à distances croissantes enregistrent les temps d'arrivée. Lorsque l'onde atteint une interface sous l'angle critique (sin i_c = V1/V2), elle se propage le long de l'interface dans la couche inférieure, plus rapide, et renvoie de l'énergie vers la surface : c'est l'onde réfractée (ou onde conique). Au-delà d'une certaine distance, elle arrive avant l'onde directe, car elle a parcouru une partie de son trajet dans un milieu plus rapide.
Image 1 — en préparationDescription
Planche scientifique pédagogique de style manuel scolaire, illustration vectorielle plate, en deux parties superposées alignées sur le même axe horizontal de distance. Partie inférieure : coupe de terrain à deux couches, couche supérieure beige légendée « V1 = 6 km/s, épaisseur h », couche inférieure vert olive légendée « V2 = 8 km/s », interface horizontale ; à gauche une étoile rouge « source », à la surface une rangée de triangles « capteurs » à distances croissantes ; tracé d'un rai direct horizontal en bleu, d'un rai réfléchi en gris, et d'un rai réfracté en rouge descendant sous l'angle critique « i_c », longeant l'interface puis remontant vers les capteurs éloignés. Partie supérieure : graphique « dromochronique » avec en abscisse la distance (km) et en ordonnée le temps d'arrivée (s) ; une droite bleue passant par l'origine de pente 1/V1 légendée « onde directe », une droite rouge de pente plus faible 1/V2 coupant l'axe des temps en « t_i » légendée « onde réfractée » ; point d'intersection des deux droites marqué et légendé « distance de croisement x_c » avec une ligne pointillée verticale descendant vers la coupe. Fond blanc, annotations en français, géométrie exacte
La dromochronique (graphe temps d'arrivée – distance) comporte deux segments de droite :
l'onde directe : t = x / V1 (pente 1/V1, passe par l'origine) ;
l'onde réfractée : t = x / V2 + t_i (pente 1/V2, plus faible, ordonnée à l'origine t_i).
On lit donc les vitesses sur les pentes (V = inverse de la pente), et l'épaisseur de la couche supérieure grâce à la distance de croisement x_c des deux droites :
h = (x_c / 2) × √[(V2 − V1) / (V2 + V1)]
Exemple — Croûte à V1 = 6 km/s sur un manteau à V2 = 8 km/s ; distance de croisement x_c = 160 km.
h = 80 × √(2/14) ≈ 80 × 0,378 ≈ 30 km : c'est l'épaisseur de la croûte, et l'interface est le Moho. C'est ce raisonnement que Mohorovičić a appliqué en 1909 (leçon 134).
1.2 La sismique réflexion
Principe. On enregistre, près de la source, les ondes réfléchies, à incidence quasi verticale, sur les interfaces situées au-dessous. Pour chaque réflecteur, on mesure le temps aller-retour t. Connaissant la vitesse moyenne V des terrains traversés :
profondeur = V × t / 2
Exemple — Un réflecteur enregistré à t = 10 s aller-retour, avec une vitesse moyenne de 6 km/s : profondeur ≈ 6 × 10 / 2 = 30 km (réflexion sur le Moho).
En déplaçant source et capteurs le long d'un profil, on obtient une coupe sismique qui image les couches sédimentaires, les failles, les plis, la base de la croûte, et même le toit de plaques en subduction. C'est la technique de base de l'exploration pétrolière, et les grands profils crustaux ont permis d'imager la structure profonde des chaînes de montagnes (par exemple l'empilement de la croûte sous les Alpes).
Sismique réfraction
Sismique réflexion
Ondes utilisées
Ondes réfractées sous l'angle critique
Ondes réfléchies
Dispositif
Capteurs loin de la source
Capteurs près de la source
Donnée
Temps d'arrivée en fonction de la distance
Temps aller-retour
Résultat
Vitesses et épaisseurs de couches
Image détaillée des interfaces et structures
Condition
Vitesse croissante avec la profondeur
Contraste d'impédance aux interfaces
1.3 La tomographie sismique
Principe. Des milliers de séismes sont enregistrés par des milliers de stations : leurs rais se croisent dans toutes les directions à l'intérieur du globe. Pour chaque rai, on compare le temps de trajet observé au temps calculé dans un modèle de référence (vitesse ne dépendant que de la profondeur). Un rai en retard a traversé des zones lentes ; un rai en avance, des zones rapides. En combinant tous les rais, on reconstitue une carte en trois dimensions des anomalies de vitesse (écarts, en %, par rapport au modèle de référence).
Interprétation. À composition égale, la vitesse diminue quand la température augmente (la roche est moins rigide). D'où la règle de lecture :
anomalie positive (plus rapide que la référence) → matériau plus froid ;
anomalie négative (plus lente) → matériau plus chaud (éventuellement avec un peu de liquide).
Image 2 — en préparationDescription
Coupe tomographique scientifique pédagogique de style manuel scolaire, illustration vectorielle plate, représentant un secteur de globe en coupe verticale (portion de disque) de la surface jusqu'à 2900 km de profondeur, avec deux lignes circulaires pointillées légendées « 410 km » et « 660 km ». Les anomalies de vitesse sont codées selon une échelle de couleurs située sous la figure, de −2 % (rouge) à +2 % (bleu), le blanc correspondant à la référence. On voit : une bande bleue inclinée partant d'une fosse en surface et plongeant jusqu'à la limite des 660 km, puis se prolongeant plus profondément dans le manteau inférieur, légendée « lithosphère plongeante froide » ; sous une dorsale, une zone rouge peu profonde limitée aux 100 à 200 premiers kilomètres, légendée « remontée chaude superficielle sous la dorsale » ; plus loin, une colonne rouge étroite montant du bas du manteau vers la surface, légendée « panache chaud ». Échelle de couleurs légendée « anomalie de vitesse des ondes (%) : lent / chaud – rapide / froid ». Fond blanc, annotations en français
Apports majeurs :
les panneaux plongeants apparaissent comme des bandes rapides (froides) inclinées ; certains s'étalent vers 660 km, d'autres pénètrent dans le manteau inférieur ;
sous les dorsales, l'anomalie lente (chaude) est superficielle : la remontée y est passive (leçon 162) ;
certains points chauds sont associés à des colonnes lentes profondes, interprétées comme des panaches (leçon 170) ;
sous les cratons, des racines rapides (froides) confirment l'épaisseur de la lithosphère continentale ancienne (leçon 161).
2. La répartition des séismes
2.1 En surface : des ceintures étroites
Image 3 — en préparationDescription
Carte du monde scientifique pédagogique de style manuel scolaire, projection de Robinson, illustration vectorielle plate, montrant les épicentres des séismes de magnitude supérieure à 5 sur plusieurs décennies sous forme de petits points colorés selon la profondeur du foyer : rouge « 0–70 km », jaune « 70–300 km », vert « 300–700 km ». Les limites de plaques sont tracées en traits gris fins. On doit voir : des alignements rouges fins et continus le long des dorsales océaniques (médio-atlantique, indienne, Pacifique Est) ; une ceinture dense tout autour du Pacifique où les points passent du rouge au jaune puis au vert en s'éloignant des fosses vers l'intérieur des continents ou des arcs ; une large bande diffuse de points rouges et jaunes de la Méditerranée à l'Himalaya ; très peu de points à l'intérieur des plaques. Légende de profondeur en bas. Fond blanc, annotations en français, répartition réaliste
Les épicentres ne sont pas répartis au hasard. Ils dessinent des ceintures étroites qui coïncident avec les limites de plaques :
la ceinture circum-Pacifique (souvent appelée « ceinture de feu »), où se produisent la plupart des très grands séismes et où se libère l'essentiel de l'énergie sismique du globe ;
la ceinture alpino-himalayenne, de la Méditerranée à l'Asie du Sud-Est, large et diffuse ;
les dorsales océaniques et leurs failles transformantes, soulignées par des alignements fins.
L'intérieur des plaques est au contraire peu sismique. C'est cette répartition qui a permis de dessiner les contours des plaques (leçon 160).
2.2 En profondeur : trois classes de séismes
Classe
Profondeur du foyer
Contextes
Superficiels
0 – 70 km
Tous les contextes (dorsales, failles transformantes, rifts, collisions, subductions)
Intermédiaires
70 – 300 km
Presque uniquement les zones de subduction (et quelques zones de collision)
Profonds
300 – ≈ 700 km
Exclusivement les zones de subduction
Aucun séisme n'est enregistré au-delà d'environ 700 km.
2.3 Le principe explicatif : pas de séisme sans matériau froid
Ce principe unique explique toute la répartition en profondeur :
aux dorsales, la lithosphère est jeune, chaude et très mince : les séismes sont superficiels (généralement moins de 10 à 20 km) et de magnitude modérée ;
dans la croûte continentale, la partie cassante se limite en général aux 15 à 20 premiers km, au-dessous desquels la croûte devient ductile ;
dans les zones de subduction, la lithosphère océanique froide s'enfonce plus vite qu'elle ne se réchauffe : elle transporte en profondeur des conditions assez froides pour produire des séismes intermédiaires et profonds ;
au-delà d'environ 700 km, même le panneau plongeant a atteint des conditions où cette rupture ne se produit plus.
3. Sismicité et contextes géodynamiques
3.1 Les zones de subduction et le plan de Wadati-Benioff
Dans une zone de subduction, les foyers ne sont pas dispersés : ils s'alignent sur un plan incliné, le plan de Wadati-Benioff, qui part de la fosse et plonge sous la plaque chevauchante jusqu'à plusieurs centaines de kilomètres de profondeur. Ce plan matérialise la lithosphère plongeante : les séismes se produisent dans sa partie froide et à son contact avec la plaque chevauchante.
Image 4 — en préparationDescription
Coupe scientifique pédagogique de style manuel scolaire, illustration vectorielle plate, perpendiculaire à une zone de subduction océan–continent. À gauche, lithosphère océanique gris-bleu avec une fosse ; elle plonge vers la droite sous une lithosphère continentale beige portant une chaîne de volcans en surface. Axe horizontal : distance à la fosse (0 à 700 km) ; axe vertical : profondeur (0 à 700 km), même échelle. De nombreux petits cercles noirs représentant les foyers sismiques sont alignés en bande le long de la plaque plongeante, de la surface près de la fosse jusqu'à environ 650 km de profondeur, avec une zone plus dense près de la surface ; quelques foyers superficiels épars dans la plaque chevauchante. Le plan est légendé « plan de Wadati-Benioff » ; l'angle de plongement est marqué « α » ; une accolade indique les classes « superficiels », « intermédiaires », « profonds ». Une flèche indique le sens de déplacement de la plaque plongeante. Fond blanc, annotations en français
Exploitation d'un plan de Wadati-Benioff :
Sens de la subduction : la profondeur des foyers augmente vers la plaque chevauchante ; la plaque plongeante est du côté de la fosse, où les foyers sont superficiels.
Pendage : tan α = Δ(profondeur) / Δ(distance horizontale).
Longueur et profondeur maximale : elles renseignent sur la quantité de lithosphère engloutie.
Exemple — Des foyers situés à 50 km de profondeur à 100 km de la fosse, et à 400 km de profondeur à 450 km de la fosse : tan α = (400 − 50) / (450 − 100) = 1, soit α = 45°.
Le pendage varie d'une zone à l'autre : relativement faible sous certaines portions des Andes, très fort (proche de la verticale) sous les Mariannes, où la lithosphère plongeante est très ancienne et dense.
Caractères de la sismicité de subduction :
séismes superficiels, intermédiaires et profonds — c'est le seul contexte où l'on trouve les trois classes ;
les plus grands séismes connus (magnitudes voisines de 9 ou plus : Chili 1960, Alaska 1964, Sumatra 2004, Japon 2011) se produisent sur l'interface entre les deux plaques, par jeu de failles inverses (leçon 163), et peuvent déclencher des tsunamis ;
des failles normales superficielles dans le bombement avant la fosse.
3.2 Tableau de synthèse
Contexte
Profondeur des foyers
Répartition
Mécanisme dominant (leçon 163)
Magnitudes
Dorsale océanique
Superficiels (< 20 km)
Alignement étroit le long de l'axe
Failles normales
Modérées
Faille transformante
Superficiels
Seulement entre les segments de dorsale
Décrochements
Modérées à fortes
Subduction
Superficiels à profonds (≈ 700 km)
Plan incliné de Wadati-Benioff
Inverses à l'interface ; variés en profondeur
Les plus fortes (≈ 9)
Collision
Surtout superficiels, quelques intermédiaires
Zone large et diffuse (des centaines à des milliers de km)
Inverses et décrochements
Fortes
Rift continental
Superficiels
Le long des fossés
Failles normales
Modérées
Intraplaque
Superficiels
Rares, dispersés
Variables (réactivation de failles anciennes)
Généralement modérées
4. Erreurs fréquentes et pièges d'examen
Erreur
Correction
« Sur une dromochronique, la vitesse est égale à la pente »
La vitesse est l'inverse de la pente
« La sismique réfraction détecte toutes les couches »
Une couche plus lente que celle qui la surmonte est invisible en réfraction
« Profondeur = vitesse × temps en sismique réflexion »
Le temps mesuré est un aller-retour : profondeur = V × t / 2
« Une anomalie tomographique négative indique un matériau plus froid »
Anomalie négative = ondes plus lentes = matériau plus chaud
« Les séismes profonds existent dans tous les contextes »
Les séismes intermédiaires et profonds sont pratiquement propres aux zones de subduction
« Le plan de Wadati-Benioff plonge sous la plaque océanique »
Il plonge sous la plaque chevauchante ; il matérialise la plaque plongeante
« Les séismes des dorsales sont les plus violents »
Ils sont superficiels et modérés ; les plus grands séismes se produisent aux subductions
« La sismicité de collision dessine une ligne nette »
Elle est large et diffuse
« Les séismes les plus profonds atteignent le noyau »
Aucun séisme n'est enregistré au-delà d'environ 700 km
5. Bilan
Sismique réfraction : dromochronique à deux droites (pentes = 1/V) ; épaisseur de la couche supérieure à partir de la distance de croisement ; ne voit pas une couche plus lente que celle du dessus.
Sismique réflexion : temps aller-retour, profondeur = V × t / 2 ; image détaillée des interfaces et structures.
Tomographie : anomalies de vitesse par rapport à un modèle de référence ; rapide = froid (panneaux plongeants, racines cratoniques), lent = chaud (sous les dorsales en surface, panaches).
Les séismes dessinent des ceintures étroites qui soulignent les limites de plaques : circum-Pacifique, alpino-himalayenne, dorsales.
Superficiels (0–70 km) partout ; intermédiaires (70–300 km) et profonds (300–700 km) presque uniquement en subduction ; aucun au-delà de ≈ 700 km.
Principe unificateur : pas de séisme sans matériau froid et cassant.
Plan de Wadati-Benioff : plonge sous la plaque chevauchante ; sens de la subduction, pendage (tan α = Δz/Δx), profondeur maximale.
Signatures : dorsales (superficiels, normales), transformantes (décrochements entre segments), subductions (toutes profondeurs, plus forts séismes), collisions (large zone diffuse), rifts (normales), intraplaque (rare).
Leçon suivante
Flux géothermique et contexte géodynamique — Après la sismicité, la leçon suivante étudie l'autre grande signature physique des limites de plaques : la chaleur qui s'échappe de la Terre, dont la répartition reflète la création, le vieillissement et la destruction de la lithosphère.