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I Au large Sud-Ouest de la Turquie,

un fort séisme fait 60 blessés

Le 10 Juin 2012 à 12 h 44 Temps Universel, 15 h 44 Heure locale, un fort séisme de Magnitude du Moment, – Mw –, 6.0 pour le Centre Séismologique Euro-Méditerranéen, – CSEM –, Mw 5.8 pour l’United States Geological Survey, – USGS –, Mw 6.1 pour GEOFON Centre Podsdam, – GFZ –, Mw 5.8 pour le National Observatory d’Athènes, et Magnitude locale ML 6.0 pour l’Üniversitesi Kandilli Rasathanesi, – UKR –, et d’intensité VI au foyer sur l’échelle de Medvedev-Sponheuer-Karnik, – aussi appelée échelle MSK –, à frappé, au large du Sud-Ouest de la Turquie, dans le Golfe de Belcegiz, Province de Mugla.

Son épicentre, latitude 36.39° Nord et longitude 28.92° Est, se localise à 22 kilomètres au Sud-Sud-Ouest de Kayakoy, à 25 kilomètres au Sud-Ouest d’Ölüdeniz, à 28 kilomètres à l’Ouest-Sud-Ouest d’Esen, à 31 kilomètres au Sud-Ouest de Fethiye, à 31 kilomètres à l’Ouest-Nord-Ouest d’Ovaköy, à 33

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kilomètres au Sud de Koçek, à 63 kilomètres à l’Est de Rodhes, à 98 kilomètres au Sud-Sud-Est de Mugla, à 147 kilomètres au Sud de Denizli, à 275 kilomètres au Sud-Est d’Izmir, à 425 kilomètres à l’Ouest-Nord-Ouest de Nicosie et à 490 kilomètres Est-Sud-Est d’Athènes.

Son hypocentre a été déterminé à une profondeur de 43 kilomètres pour le CSEM, 39.6 kilomètres +/-6 kilomètres de profondeur pour l’USGS, 10 kilomètres de profondeur pour le GZF, 19 kilomètres de profondeur pour l’UKR et 37 kilomètres de profondeur pour le National Observatory d’Athènes.

La secousse principale a été ressentie dans toute l’Anatolie et, en Méditerranée, jusque dans le Nord d’Israël. Elle a été suivie d’une kyrielle de répliques dont une, de magnitude 4.9, à 15 h 49. Et les sismologues turcs n’excluent pas la possibilité de nouveaux séismes dont la magnitude pourrait dépasser la magnitude 5.0.

Le centre de gestion des situations de crise, – l’AFAD –, a affirmé que le séisme n’avait pas fait de morts et le responsable de la Direction de la Santé de la province de Mugla, Cihan Teklin, a, pour sa part, fait état d’une soixantaine de blessés, « des gens qui se sont jetés par la fenêtre, par peur, au moment du séisme. » Concomitamment, intervenant sur la chaîne de télévision NTV, le maire d’Ölüdeniz a indiqué que « le séisme n’a pas fait de morts dans sa commune, mais a causé des dégâts matériels importants » et l’Agence de presse Anatolie précise qu’elle n’a pas « reçu d’informations concernant d’éventuels morts. »

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Foyer du séisme dans le bassin océanique de Rhodes

Les mouvements tectoniques, dans la région, résultent du déplacement des plaques Nord-Afrique et Égée-Anatolie, – ou Egede’ki –, la plaque Afrique subductant sous la plaque de la Mer Égée et formant l’Arc volcanique de Chypre. De fait, la structure tectonique du bassin océanique de Rhodes présente une activité sismique intense et les séismes les plus sévères, depuis le début du XXe Siècle, période dite instrumentale, se sont produits dans la baie de Fethiye-Rhodes le 25 Avril 1957, magnitude Ms, – ou magnitude des ondes de surface –, 6.8, suivi par une secousse de magnitude Ms 7.1.

Le bassin océanique de Rhodes, localisé en Méditerranée orientale, entre l’île de Rhodes et la côte Sud-Ouest de la Turquie, a évolué en deux étapes tectoniques distinctes :

– La première, une convergence prolongée, Miocène final et début du Pliocène, aboutissant à la formation d’une ceinture de chevauchement d’axe Sud-Sud-Est, à la mise en place des nappes lyciennes au Nord-Est et à des poussées et plissements complexes, – l’architecture des plus basses strates de croissance, dans la partie centrale du bassin de Rhodes, démontrant l’existence de robustes paléo-reliefs –, à l’Ouest de l’île de Rhodes.

– La seconde, milieu Pliocène-Quaternaire, une phase de déformation se caractérisant par une transpression senestre Nord-Est/Sud-Ouest, et une subsidence régionale rapide, générant l’arc volcanique hellénico-cypriote en concordance avec les fosses Pline et Strabon et leurs zones de failles associées, orientées Nord-Est/Sud-Ouest, – d’environ

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30 à 50 kilomètres de large, se prolongeant dans la partie occidentale du bassin de Rhodes –. Ces zones fosses-systèmes de failles associés sont en corrélation avec les structures fosses-systèmes de failles de Burdu et de Fethiye, d’âge Miocène final, ré-activées, de 50 kilomètres de large, au Sud-Ouest de la Turquie.

Le foyer du séisme se localise dans cette structure de failles de transpression, de Burdur-Fethiye, facilitant une subsidence rapide.

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II Vers une éruption prochaine du Krakatau ou du Rajabasa, dans le détroit de la Sonde ?

Le 12 Juin 2012 à 05 h 59 Temps Universel, 12 h 59 Heure locale, un séisme de focale intermédiaire et de Magnitude du Moment, – Mw –, 5.3 pour le Centre Séismologique Euro-Méditerranéen, – CSEM –, Mw 5.4 pour l’United States Geological Survey, – USGS –, Mw 5.4 pour le GeoForschungsZentrum, – GEOFON –, Potsdam, Germany et Mw 5.3 pour l’ASEAN Earthquake Information Center, et d’intensité V au foyer sur l’échelle de Medvedev-Sponheuer-Karnik, – aussi appelée échelle MSK –, à frappé dans le Détroit la Sonde, au Sud de la Province de Lampung, île de Sumatra.

Son épicentre, latitude 5.95° Sud et longitude 105.33° Est, se localise à 33 kilomètres au Sud-Est de T.-Telukbetung, à 43 kilomètres au Sud-Est de Bandar lampung, à 78 kilomètres au Nord-Ouest de Labuhan, à 138 kilomètres à l’Ouest de Tangerang, à

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150 kilomètres à l’Ouest-Nord-Ouest de Jakarta, Capitale de l’Indonésie, et à 204 kilomètres au Nord-Ouest de Sukabumi.

Son hypocentre a été déterminé à une profondeur de 166 kilomètres pour le CSEM, 172,5 kilomètres +/- 4,1 kilomètres de profondeur pour l’USGS, 158 kilomètres de profondeur pour GEOFON et 180 kilomètres de profondeur pour l’ASEAN.

La tectonique dans le Détroit de la Sonde

La lanière de Sumatra et de Java forme la bordure Ouest de la plaque de la Sunda. Zone sismique complexe, elle est la frontière entre plusieurs plaques tectoniques, – Inde, Birmanie, Australie et Sunda –, qui convergent et coulissent les unes contre les autres. En ce qui concerne le Détroit de la Sonde, c’est la plaque Australie qui converge, à une vitesse relative de 7 centimètres par an, vers la plaque lithosphérique de la Sunda. La convergence y est oblique et non frontale. Le mouvement est réparti sur trois failles distinctes. Le raccourcissement est absorbé, en premier, en mer, dans la fosse de subduction. Le coulissage, ou cisaillement, est digéré par deux failles parallèles : l’une transformante et intracontinentale, en mer, la faille de Mentawai ; la seconde, à terre, la grande faille de Sumatra prolongée par la grande faille de Java.

Sismicité et volcanisme dans le Détroit de la Sonde

La sismicité de focale intermédiaire(1), profondeur du foyer comprise entre 60 et 300 kilomètres, – certains spécialistes les définissant entre 10 et 300

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kilomètres de profondeur –, généralement séismes de mécanisme intraplaque, s’interpréte par l’existence d’une lithosphère subductée et l’angle de plongement, du milieu mis en évidence, passe d’environ 50/60° à 100 kilomètres de profondeur à environ 80° à 300 kilomètres. En outre, les mécanismes focaux, à l’intérieur du milieu subducté, présentent un axe de tension, dans la direction du plongement, qui s’assimile à la ligne de pente du plan de Wadati Benioff(2).

La plongée d’une lithosphère océanique entraîne la genèse d’un magma à l’origine du volcanisme des zones de subduction et le manteau hydraté entre en fusion partielle vers 100 kilomètres de profondeur. De fait, en arrière de la fosse, entre 150 et 200 kilomètres, l’anomalie thermique positive, preuve d’une création de magma en profondeur dans le manteau, correspond à la position de l’axe volcanique toujours situé, quel que soit l’angle du plan de Wadati Benioff, à la verticale de la lithosphère subduite lorsque cette dernière atteint 100 kilomètres de profondeur. Le foyer du séisme se situant entre 158 et 180 kilomètres de profondeur, -166 kilomètres pour le CSEM, 172,5 kilomètres + /- 4,1 kilomètres de profondeur pour l’USGS, 158 kilomètres de profondeur pour GEOFON et 180 kilomètres de profondeur pour l’ASEAN. –, il se localise à l’aplomb de deux édifices volcaniques, le Rajabasa et le Krakatau.

Et comme le magma, dans la zone du Détroit de la Sonde, remonte à une vitesse relative de 1,5/1,7 kilomètres par jour, sous 2 ou 3 mois, au plus, l’un de ces deux volcans pourrait rentrer en éruption.

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NOTES

(1) Un séisme est un tremblement soudain plus ou moins brutal d’une partie de l’écorce terrestre. Il est le résultat de la libération d’énergie considérable accumulée par les déplacements et les frictions des différentes plaques lithosphériques. Le volcanisme en est une autre conséquence. Le « foyer » aussi appelé « hypocentre », de cette activité, peut varier de la surface jusqu’à une profondeur de 700 kilomètres environ. Trois classes de séismes, selon la profondeur de leur foyer, sont à distinguer : les séismes superficiels : moins de 60 kilomètres de profondeur ; les séismes intermédiaires : entre 60 et 300 kilomètres de profondeur ; et les séismes profonds : supérieur à 300 kilomètres de profondeur. Au delà de 700 kilomètres de profondeur, il ne se détermine plus de foyer sismique.

(2) Le Plan de Wadati-Benioff, – ou Plan de Wadachi-Benioff –, est la surface plus ou moins complexe formée par la distribution des hypocentres des séismes associés à une subduction.

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IV Un séisme de magnitude 5.5,

dans le Sud-Est de la Turquie, fait quelques dégâts

Le 14 Juin 2012 à 05 h 52 Temps Universel, 09 h 52 Heure locale, un séisme de Magnitude des ondes de volume, – mb –, 5.3 pour le Centre Séismologique Euro-Méditerranéen, – CSEM –, de Magnitude du Moment, – Mw –, 5.3 pour l’United States Geological Survey, – USGS –, Mw 5.2 pour le GeoForschungsZentrum, – GEOFON –, Potsdam, Germany et de Magnitude locale, – MI –, 5.5 sur l’échelle ouverte de Richter, pour le Disaster and Emergency Management Presidency, Earthquake Department, – AFAD –, Ankara, et le Boğaziçi Üniversitesi Kandilli Rasathanesi, et d’intensité VI au foyer sur l’échelle de Medvedev-Sponheuer-Karnik, – aussi appelée échelle MSK –, à frappé dans le district de Silopi Pınarönü, province de Sirnak, zone frontalière avec la Syrie et l’Irak, au Sud-Est de la Turquie.

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Son épicentre, latitude 37.1572° Nord et longitude 42.4437° Est, se localise à 5 kilomètres au Sud de Silopi, à 31 kilomètres au Sud de Sirnah, à 60 kilomètres au Nord-Ouest de Dahuk, à 114 kilomètres au Nord-Nord-Ouest de Al-mawsil et à 893 kilomètres à l’Est-Sud-Est d’Ankara, Capitale de la Turquie.

Son hypocentre a été déterminé à une profondeur de 10 kilomètres pour le CSEM, 9,6 kilomètres +/- 4,1 kilomètres de profondeur pour l’USGS, 10 kilomètres de profondeur pour GEOFON et 11,68 kilomètres de profondeur pour l’ARAD et Kandilli. La secousse principale a été précédée, à 05 h 50, par une aléa sismique précurseur de magnitude 4.0 et a été suivie, au cours du premier quart d’heure, par 6 répliques de magnitude comprise entre 2.8 à 3.6.

Le tremblement de terre a, tout particulièrement, été fortement ressenti à Silopi, Sirnak, Cizre, Mardin, dans tout le Sud de la Turquie, le Nord de l’Irak et le Nord-Est de la Syrie, et a provoqué une panique de courte durée. En raison de la magnitude du choc principal et de son intensité VI au foyer, les autorités estiment que seulement 3 % des dommages peuvent être prévu et que ces dits dommages affecteront, dans la région épicentrale, environ 10 % des ouvrages en maçonnerie, telle la chute d’un minaret dans la ville de Sirnak ou des fissures dans certains bâtiments. Mais il ne semblerait pas, s’étant produit en début de matinée, 09 h 52 locale, excepté une dizaine de blessés « légers » recensés, que des victimes soient à dénombrer.

Le tremblement de terre qui s’est produit dans une zone où l’activité sismique est, certes, très intense,

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mais l’écheveau de failles actives connues y est ténu. Aussi, les intervalles de récurrence, pour les séismes de magnitude égale ou supérieure à 5.5, étant très importants, entre 400 et 600 ans, il est probable que le foyer sismique se soit localisé sur une fracture secondaire cachée. Pourtant, il n’est point à exclure des répliques au choc principal, ou de nouveaux séismes, qui atteindraient une magnitude au moins égale à 4.5.

Le 23 octobre 2011, à 200 kilomètres au Nord-Nord-Est de l’actuelle zone épicentrale, un fort séisme avait provoqué la mort de plus de 600 personnes dans l’Est de la Turquie, province de Van. Il avait été suivi, le 12 novembre, d’un tremblement de terre de magnitude 5.6, qui avait fait 40 morts.

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V Un séisme profond, de magnitude 6.9, frappe Santiago del Estero, Argentine

Le 01 Janvier 2011 à 09 h 56 Temps Universel, 06 h 56 heure locale, un séisme de magnitude du moment (Mw) 6.9 pour le Centre Séismologique Euro-Méditerranéen (CSEM), a frappé au cœur de la province argentine de Santiago del Estero. L’United States Geological Survey (USGS) l’a, pour sa part, évalué à une magnitude locale (ML) 7.0 sur l’échelle ouverte de Richter.

Son épicentre, latitude 26.794 Sud et longitude 63.079° Ouest, se situe au Nord de la province, au cœur d’une région semi-désertique dont la population n’excède pas les 5.000 habitants, à 40 kilomètres à l’Ouest de Campo Gallo, à 160 kilomètres au Nord-Eest de Santiago del Estero, à 109 kilomètres au Sud-Sud-Ouest d’Arawa, à 185 kilomètres au Nord d’Anatuya, à 185 kilomètres au Sud-Sud-Est d’El Quebrachal, à 272 kilomètres à l’Ouest de Presidencia Roque Sáenz Peña et à 960 kilomètres au Nord-Nord-Ouest de Buenos Aires capitale de l’Argentine. Son

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hypocentre est localisé à 565 kilomètres de profondeur pour le CSEM et à 576.8 kilomètres de profondeur pour l’USGS.

L ’intensité du tremblement de terre

Le séisme a été ressenti avec une intensité V sur l’échelle de Medvedev-Sponheuer-Karnik, – aussi appelée échelle MSK ou MSK64 –, à Santiago del Estero, Cordoba, La Rioja, Rosario et San Juan : avec une intensité III à Campinas, Brasilia, Londrina, Marilia, Nova Friburgo, Rio Negro, Sao Paulo, Mejillones et Pozo Almonte ; avec une intensité II à Antofagasta, Arica, Coquimbo, Huara, La Serena, Vina del mars, Calama, Chillan, Quilpue, Santiago et Valparaiso.

La plaque de Nazca et la tectonique en Argentine

Ce séisme majeur s’est produit dans la subduction de la plaque océanique de Nazca. À la latitude du tremblement de terre, la plaque de Nazca se déplace, vers le Nord-Est, à une vitesse relative de 7,55 centimètres par an et plonge sous la plaque Amérique du Sud au niveau de la fosse Pérou-Chili, à l’Ouest de la côte chilienne. Cet aléa séismique est survenu dans un segment de faille normale qui génère de fréquents tremblements de terre avec des profondeurs focales de 500 à 625 kilomètres de profondeur. Au cours de 25 dernières années, deux autres chocs séismiques, de magnitude 7.0 ou supérieure, sont survenus dans la zone de la plaque de Nazca subductée sous la région nord de l’Argentine.

Les tremblements de terre qui ont une profondeur focale supérieure à 300 kilomètres sont

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communément dénommés « séisme profonds. » Ces événements sismiques causent moins de dommages en surface que les séismes de magnitude analogue mais de profondeur intermédiaire, – 70 à 300 kilomètres de profondeur –, ou superficielle, – 0 à 70 kilomètres de profondeur –. Au différent, ils peuvent être ressentis à très grande distance autour de leur épicentre.

Le 9 Juin 1994, dans l’Altiplano au Nord-Ouest de la Bolivie, un séisme de magnitude 8,2, sur l’échelle Richter s’est produit à une profondeur de 640 kilomètres.

Néotectonique et séismicité dans la province de Santiago del Estero et la région du Gran Chaco

Les failles tectoniques, dans la province de Santiago del Estero sont des failles normales développées au Quaternaire par deux phases de distension horizontale Nord-Nord-Est/Sud-Sud-Ouest dont la plus récente s’est manifestée au travers de ce dernier séisme de magnitude 7.0

Sous forme de failles en échelon Nord-Ouest/Sud-Est, elles affectent de vastes zones de la région du Gran Chaco, – un bassin sédimentaire et lacustre recouvert de matériaux provenant de l’érosion des massifs voisins, Andes mais aussi socle brésilien, s’étendant en partie sur les territoires de l’Argentine, de la Bolivie, du Brésil et du Paraguay, entre les rivières Paraguay et Paraná à l’Est, et l’Altiplano andin à l’Ouest –, dans le Centre-Nord de l’Argentine

Une partie de ces failles peut-être liée aux tassements différentiels qui n’ont pas manqué de se

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produire dans la série lacustre pliocène, – 100 à 700 mètres d’épaisseur –, actuellement surconsolidée. La plupart est due au jeu de grandes failles affectant le substratum rocheux antépliocène.

Les secousses sismiques qui affectent le plus sensiblement la province de Santiago del Estero et la région du Gran Chaco correspondent à des séismes profonds liés au plan de Benioff. Ces secousses, intensité maximale V sur l’échelle de Medvedev-Sponheuer-Karnik, sont très amorties lorsqu’elles atteignent Santiago del Estero et les environs.

Néotectonique dans la province de Santiago del Estero et la région du Gran Chaco

Les failles les plus spectaculaires dans la province de Santiago del Estero et la région du Gran Chaco provoquent des décalages verticaux de quelques mètres de rejet de la surface actuelle du bassin sédimentaire et lacustre.

Ces failles de directions Est-Ouest à Nord-Ouest/Sud-Est. sont disposées en échelon dont la direction générale est Nord-Ouest/Sud-Est. Les plus importantes, en relation, d’une part, avec le passage d’une zone de Wadati-Benioff horizontale à une normale et pentue et, d’autre part, avec la ride Juan Fernandez subduite, s’ordonnent depuis l’Altiplano et la Cordillère des Andes jusqu’à la grande plaine chacopampéenne.

Ces failles résultent de la propagation, dans la couverture plio-quaternaire, de mouvements des grandes failles existant en profondeur dans le substratum antépliocène. A la fin du Pliocène, celles-

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ci ont fonctionné en décrochements senestres sous l’effet d’une compression Est-Ouest et, avant une deuxième distension importante produisant un tassement différentiel Nord-Ouest/Sud-Est, ont joué en failles normales sous l’effet d’une distension Nord-Sud à Nord-Est/Sud-Ouest pendant le Quaternaire.

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