La majorité des séismes naturels se produisent dans la lithosphère, c'est-à-dire dans l'enveloppe rigide superficielle de la Terre. Cette lithosphère comprend la croûte et la partie supérieure du manteau qui lui est mécaniquement associée. Elle repose sur l'asthénosphère, plus chaude et généralement plus ductile à l'échelle des temps géologiques. Toutefois, la limite mécanique entre lithosphère et asthénosphère n'est pas parfaitement fixe et dépend notamment de la température, de la composition et de l'état de contrainte. Les séismes se concentrent dans les domaines où les roches sont suffisamment froides et résistantes pour accumuler des contraintes puis rompre de manière fragile.

Le mécanisme fondamental d'un séisme est lié à l'accumulation de contraintes tectoniques. Les plaques lithosphériques se déplacent continuellement, à des vitesses généralement de quelques centimètres par an. Ce mouvement n'est cependant pas parfaitement continu le long des failles. Les surfaces de faille présentent des irrégularités, des aspérités et des zones de contact qui peuvent empêcher temporairement le glissement. La déformation s'accumule alors autour de la faille. Les roches se comportent dans ce contexte comme des matériaux capables d'emmagasiner de l'énergie élastique. Lorsque les contraintes deviennent suffisamment importantes pour dépasser la résistance au frottement et à la cohésion des roches, la faille peut se rompre ou se remettre brutalement en mouvement.

Cette conception est souvent associée au modèle du rebond élastique, développé à la suite de l'étude du séisme de San Francisco de 1906. Avant un séisme, les deux compartiments situés de part et d'autre d'une faille peuvent être progressivement déformés par le mouvement tectonique. Lorsque la résistance de la faille est dépassée, les blocs glissent brutalement et une partie de la déformation élastique est libérée. Le terrain revient alors partiellement vers une configuration moins contrainte. Le déplacement associé à un séisme peut être de quelques millimètres pour un événement très faible, mais atteindre plusieurs mètres lors d'un grand séisme. Dans certains séismes majeurs, le déplacement moyen sur la faille atteint plusieurs mètres et peut localement dépasser une dizaine de mètres.

Une faille est une fracture ou une zone de fracture de la lithosphère le long de laquelle deux compartiments rocheux ont subi un déplacement relatif. Les failles peuvent avoir des géométries et des cinématiques très diverses. Dans une faille normale, le compartiment supérieur s'abaisse relativement au compartiment inférieur; elle est caractéristique des régimes extensifs. Dans une faille inverse, le compartiment supérieur se déplace vers le haut; elle est associée à la compression. Lorsque l'angle de pendage est faible et que le déplacement est important, on parle notamment de chevauchement. Dans une faille décrochante, le mouvement est principalement horizontal. Les failles décrochantes peuvent être dextres ou senestres selon le sens relatif du déplacement observé depuis l'un des compartiments.

La rupture sismique ne se produit généralement pas comme une simple ouverture instantanée d'une fracture dans toute la Terre. Elle commence dans une région où les conditions mécaniques deviennent critiques, appelée hypocentre ou foyer. La rupture se propage ensuite le long d'une portion de la faille à une vitesse généralement de l'ordre de quelques kilomètres par seconde. La surface du sol située à la verticale de l'hypocentre est appelée épicentre. Il est important de distinguer ces deux notions : l'hypocentre correspond au point ou à la région initiale de rupture en profondeur, tandis que l'épicentre est sa projection verticale à la surface.

Dans les grands séismes, la rupture peut se propager sur des dizaines, voire des centaines de kilomètres. La taille de la zone rompue constitue l'un des paramètres fondamentaux permettant de caractériser l'événement. Plus la surface de faille rompue est importante, plus le déplacement moyen est élevé et plus l'énergie libérée est considérable. La magnitude d'un séisme est donc directement liée aux caractéristiques physiques de la rupture, et non simplement à ce que ressentent les populations en surface.

Les séismes génèrent plusieurs catégories d'ondes sismiques. Les ondes de volume se propagent à l'intérieur de la Terre et comprennent principalement les ondes P et les ondes S. Les ondes P, ou ondes primaires, sont des ondes de compression. Elles correspondent à des alternances de compression et de dilatation du milieu dans la direction de propagation. Elles sont les plus rapides des principales ondes sismiques et arrivent donc généralement en premier sur les stations sismologiques. Leur vitesse dépend des propriétés élastiques et de la densité des matériaux traversés.

Les ondes P peuvent se propager dans les solides, les liquides et les gaz, bien que leurs vitesses soient très différentes selon le milieu. Cette propriété est fondamentale pour la sismologie. L'analyse de leur propagation a notamment permis de déterminer l'existence et la nature du noyau externe terrestre. Lorsqu'elles atteignent des interfaces entre matériaux de propriétés différentes, elles peuvent être réfléchies, réfractées ou converties en d'autres types d'ondes. Les trajets complexes des ondes P à travers la Terre fournissent ainsi des informations sur sa structure interne.

Les ondes S, ou ondes secondaires, correspondent à des mouvements de cisaillement perpendiculaires à leur direction de propagation. Elles sont plus lentes que les ondes P et arrivent donc généralement après celles-ci. Leur propriété la plus importante est leur impossibilité de se propager dans un liquide idéal, car un liquide ne possède pas de rigidité de cisaillement suffisante. Cette caractéristique a fourni une preuve majeure de l'existence d'un noyau externe liquide. Les ondes S peuvent cependant traverser les solides et leur vitesse dépend notamment de la rigidité et de la densité du matériau.

Les interactions des ondes sismiques avec les interfaces internes de la Terre produisent des phénomènes de réflexion, de réfraction et de conversion. Une onde P peut par exemple se transformer partiellement en onde S lorsqu'elle rencontre une interface, et inversement. Les changements de vitesse associés aux variations de densité et de propriétés élastiques produisent des trajets complexes. Les sismologues utilisent ces informations pour reconstruire indirectement la structure interne du globe. La sismologie constitue ainsi une méthode essentielle de géophysique, car les profondeurs de plusieurs milliers de kilomètres sont inaccessibles à l'observation directe.

Les ondes de surface se propagent principalement dans les couches superficielles de la Terre. Les deux grandes catégories sont les ondes de Rayleigh et les ondes de Love. Les ondes de Rayleigh produisent un mouvement combinant composantes verticale et horizontale, donnant aux particules du sol une trajectoire généralement elliptique. Les ondes de Love correspondent principalement à un mouvement horizontal de cisaillement. Elles peuvent provoquer de fortes accélérations latérales et jouer un rôle important dans les dommages aux constructions. Les ondes de surface sont généralement plus lentes que les ondes de volume, mais leur amplitude peut rester importante sur de longues distances.

L'enregistrement des vibrations sismiques est réalisé à l'aide de sismomètres et d'accéléromètres. Un sismomètre est conçu pour détecter les mouvements du sol avec une grande sensibilité, tandis qu'un accéléromètre permet notamment de mesurer les accélérations fortes susceptibles d'être enregistrées lors d'un séisme proche. L'enregistrement obtenu constitue un sismogramme. L'analyse des temps d'arrivée des différentes phases sismiques permet de déterminer la distance entre une station et le foyer, puis, en combinant plusieurs stations, de localiser l'hypocentre.

La localisation d'un séisme repose notamment sur la différence de temps d'arrivée entre les ondes P et S. Comme les ondes P sont plus rapides que les ondes S, l'écart entre leurs temps d'arrivée augmente avec la distance parcourue. Une seule station permet donc d'estimer la distance approximative du séisme, mais pas sa position exacte. Trois stations ou davantage permettent de croiser les distances et de déterminer une région d'intersection correspondant à l'épicentre. Les réseaux sismologiques modernes utilisent de nombreuses stations et des méthodes numériques permettant de déterminer avec une grande précision la localisation et la profondeur des événements.

La magnitude constitue une mesure quantitative de la taille d'un séisme. L'ancienne échelle de Richter, ou magnitude locale, a été conçue pour certains séismes enregistrés dans des conditions particulières. Elle reste historiquement importante mais ne constitue plus la mesure privilégiée pour les grands séismes. Les sismologues utilisent principalement la magnitude de moment, notée Mw, qui est directement reliée au moment sismique. Celui-ci dépend de la rigidité des roches, de la surface de faille ayant rompu et du déplacement moyen sur cette faille. Cette grandeur est particulièrement adaptée à la comparaison des grands séismes.

La magnitude est une grandeur logarithmique. Une augmentation d'une unité de magnitude correspond à une augmentation d'environ dix fois de l'amplitude des mouvements enregistrés dans le cadre des échelles classiques et à une augmentation beaucoup plus importante de l'énergie libérée. La relation entre magnitude et énergie montre donc qu'un séisme de magnitude 8 n'est pas simplement deux fois plus énergétique qu'un séisme de magnitude 4. L'énergie libérée augmente extrêmement rapidement avec la magnitude. C'est cette propriété qui explique la différence considérable entre les petits séismes très fréquents et les événements majeurs beaucoup plus rares.

Il faut distinguer la magnitude de l'intensité. La magnitude caractérise la taille physique du séisme à sa source, tandis que l'intensité décrit les effets produits en un lieu donné. Un même séisme possède donc une magnitude unique mais des intensités différentes selon les endroits. L'intensité dépend de la distance à la rupture, de la profondeur du foyer, de la géologie locale, de la nature des sols, de la topographie et de la vulnérabilité des constructions. Les échelles d'intensité macrosismique, comme l'échelle de Mercalli modifiée ou l'échelle EMS-98 en Europe, permettent d'évaluer les effets observés sur les personnes, les objets, les bâtiments et l'environnement.

Les dégâts causés par un séisme dépendent fortement des mouvements du sol. L'accélération, la vitesse et le déplacement du terrain constituent des paramètres importants. Une construction peut être peu affectée par un mouvement relativement lent mais subir des dommages importants lors d'oscillations rapides et fortes. Les bâtiments possèdent également leurs propres fréquences de vibration. Lorsqu'elles sont proches des fréquences dominantes du mouvement du sol, des phénomènes de résonance peuvent amplifier les oscillations. C'est pourquoi deux bâtiments situés à faible distance l'un de l'autre peuvent subir des dommages très différents.

La nature du sous-sol joue également un rôle essentiel. Les sols meubles peuvent amplifier certaines composantes du mouvement sismique par rapport à un substratum rocheux. Les sédiments peuvent également subir une liquéfaction lorsqu'ils sont saturés en eau et soumis à de fortes sollicitations cycliques. Dans certaines conditions, la pression interstitielle augmente et la résistance effective du sol diminue fortement. Le matériau peut alors se comporter temporairement comme un fluide dense, entraînant des tassements, des basculements ou des déplacements latéraux des constructions.

La topographie peut également modifier localement la réponse sismique. Les crêtes et les reliefs peuvent parfois amplifier certaines fréquences du mouvement. Les vallées sédimentaires peuvent agir comme des bassins résonants dans lesquels les ondes sont piégées ou réfléchies. Les effets de site constituent donc un élément fondamental de l'évaluation du risque sismique. La connaissance de la magnitude seule ne permet pas de prévoir précisément les dégâts : il faut également connaître la géologie superficielle et les caractéristiques du bâti.

Les séismes sont particulièrement concentrés aux limites des plaques lithosphériques. Les zones de subduction constituent les régions où se produisent certains des séismes les plus puissants connus. Une plaque océanique plonge sous une autre plaque et les interfaces de subduction peuvent accumuler d'importantes contraintes. Lorsque la zone de contact se rompt sur une grande surface, un séisme de très forte magnitude peut se produire. Les séismes de subduction peuvent également provoquer des déplacements verticaux du plancher océanique et donc générer des tsunamis.

Les zones de collision continentale sont également sismiquement actives. La convergence entre deux continents produit des failles inverses et des chevauchements capables d'accumuler des contraintes importantes. Les séismes himalayens illustrent ce type de mécanisme. Dans ces régions, l'activité sismique est directement liée au raccourcissement actuel de la croûte. Les failles peuvent rester bloquées pendant des décennies ou des siècles avant de produire un événement majeur.

Les frontières transformantes, où deux plaques coulissent latéralement l'une par rapport à l'autre, sont également caractérisées par une forte sismicité. La faille de San Andreas en Californie constitue l'exemple classique d'un système décrochant. Dans ce contexte, le mouvement relatif des plaques est principalement horizontal. Des séismes superficiels peuvent néanmoins atteindre de fortes magnitudes lorsque de longues portions de faille se rompent simultanément.

Les dorsales océaniques produisent également des séismes, généralement associés à l'ouverture du plancher océanique et aux failles normales. Leur profondeur est souvent relativement faible. Dans les zones de dorsale, les séismes témoignent de l'extension de la lithosphère et de l'activité magmatique. Les réseaux sismiques sous-marins ont notamment permis d'étudier la dynamique des systèmes hydrothermaux et des processus de création de nouvelle croûte océanique.

Les séismes intraplaques constituent un cas particulier. Ils se produisent à l'intérieur des plaques, loin des frontières tectoniques actuelles. Leur fréquence est généralement plus faible, mais certains peuvent être importants. Ils peuvent résulter de la réactivation de failles anciennes, de variations des contraintes régionales, de l'héritage tectonique de la lithosphère ou de modifications de la pression exercée sur les structures profondes. Leur prédiction est particulièrement difficile parce que les structures actives sont souvent moins évidentes qu'aux limites de plaques.

La profondeur des séismes constitue un paramètre essentiel. Les séismes superficiels se produisent généralement dans les premières dizaines de kilomètres de la lithosphère et peuvent être particulièrement destructeurs parce que l'énergie est libérée relativement près de la surface. Les séismes intermédiaires et profonds sont principalement associés aux zones de subduction. Certains événements peuvent se produire à plusieurs centaines de kilomètres de profondeur à l'intérieur de la plaque plongeante. Ils montrent que la lithosphère océanique peut conserver une résistance mécanique importante dans des conditions de pression et de température très élevées.

La sismicité profonde des zones de subduction constitue un problème géophysique majeur. À plusieurs centaines de kilomètres de profondeur, les roches sont généralement soumises à des conditions favorisant la déformation ductile plutôt qu'une rupture fragile. Pourtant, des séismes peuvent encore se produire. Ils semblent liés à des transformations minéralogiques, à des variations de pression des fluides, à des instabilités thermomécaniques et à la persistance de zones relativement froides au sein de la plaque subduite. L'existence de séismes très profonds montre que le comportement mécanique de la lithosphère est beaucoup plus complexe qu'une simple opposition entre domaine fragile superficiel et domaine ductile profond.

Un séisme principal est souvent suivi de nombreuses répliques. Il s'agit de séismes secondaires produits par la redistribution des contraintes après la rupture principale. Leur fréquence diminue généralement avec le temps selon une relation empirique connue sous le nom de loi d'Omori-Utsu. Les répliques peuvent être suffisamment importantes pour provoquer des dommages supplémentaires sur des bâtiments déjà fragilisés. Elles permettent également aux sismologues d'étudier la géométrie de la rupture et la redistribution des contraintes autour de la faille.

Avant certains séismes, une activité sismique accrue peut être observée, mais l'existence de précurseurs fiables et systématiques demeure un problème non résolu. De petites variations de sismicité, des déformations du sol, des changements hydrologiques ou d'autres anomalies ont parfois été rapportés avant certains événements, mais aucun ensemble de signaux ne permet actuellement de prédire de manière fiable le lieu, le moment et la magnitude d'un grand séisme. Il faut donc distinguer clairement la prévision probabiliste du risque, qui est possible, de la prédiction déterministe d'un événement précis, qui ne l'est pas actuellement.

La sismologie moderne permet néanmoins d'établir des cartes de danger et d'estimer les probabilités de séismes dans certaines régions. Les chercheurs étudient l'historique des séismes, les failles actives, les vitesses de déplacement des plaques, les déformations géodésiques et les caractéristiques mécaniques de la lithosphère. Les mesures GPS et les techniques satellitaires permettent notamment de détecter des déplacements de quelques millimètres par an. Ces données montrent comment les contraintes s'accumulent autour des failles et permettent d'identifier les zones où une partie de la déformation tectonique est actuellement stockée.

La paleosismologie complète ces observations instrumentales. Elle consiste à rechercher dans les dépôts géologiques les traces de séismes anciens : ruptures de surface, déplacements de couches, déformations des sédiments, liquéfaction, tsunamis fossiles ou variations brutales des environnements sédimentaires. Cette approche permet de reconstruire l'histoire sismique d'une faille sur des milliers, voire des dizaines de milliers d'années. Elle est particulièrement importante dans les régions où les grands séismes sont suffisamment rares pour que l'instrumentation moderne ne fournisse qu'un historique très court.

Les séismes peuvent produire des effets secondaires considérables. Les glissements de terrain sont fréquents dans les régions montagneuses et peuvent provoquer des destructions indépendamment des vibrations directes. Les avalanches rocheuses ou neigeuses peuvent également être déclenchées. Les ruptures de digues, les incendies, les dommages aux réseaux d'eau, de gaz et d'électricité et les effondrements de bâtiments peuvent aggraver fortement les conséquences humaines. Un séisme constitue donc un déclencheur capable de provoquer une cascade de phénomènes géologiques et technologiques.

Les tsunamis représentent l'un des effets secondaires les plus dangereux des séismes sous-marins. Ils se produisent principalement lorsqu'un séisme provoque un déplacement vertical important du fond marin. La colonne d'eau située au-dessus du plancher océanique est alors déplacée et une série d'ondes gravitationnelles se propage à travers le bassin océanique. En haute mer, ces ondes peuvent posséder une faible amplitude mais une très grande longueur d'onde et se déplacer à très grande vitesse. À l'approche des côtes, leur vitesse diminue, tandis que leur hauteur peut augmenter fortement. Les tsunamis sont donc capables de provoquer des inondations catastrophiques à plusieurs milliers de kilomètres de leur source.

Les séismes jouent également un rôle fondamental dans la connaissance de la structure interne de la Terre. Les changements de vitesse, les zones d'ombre et les phases réfléchies ou réfractées des ondes sismiques ont permis d'identifier les principales enveloppes internes : croûte, manteau, noyau externe et noyau interne. Les discontinuités sismiques correspondent à des variations brusques des propriétés physiques des matériaux. L'analyse de ces interfaces permet de déterminer les profondeurs et les caractéristiques des grandes structures internes.

La sismologie permet également d'étudier les hétérogénéités du manteau. Les variations de vitesse des ondes sismiques peuvent être interprétées en termes de température, de composition, de phase minéralogique ou de présence éventuelle de fusion partielle. La tomographie sismique utilise de très nombreux trajets d'ondes pour construire des images tridimensionnelles de l'intérieur du globe. Elle a notamment permis de mettre en évidence des plaques lithosphériques plongeant profondément dans le manteau sous certaines zones de subduction.

Les séismes constituent enfin une composante essentielle du fonctionnement mécanique de la planète. Ils sont le moyen par lequel une partie des contraintes tectoniques accumulées dans la lithosphère est brusquement relâchée. Le déplacement annuel des plaques est lent à l'échelle humaine, mais la déformation qu'il impose aux roches peut être stockée pendant des décennies ou des siècles avant d'être libérée en quelques secondes ou quelques minutes. Cette opposition entre accumulation lente et libération rapide explique le caractère brutal des séismes.

À l'échelle géologique, les séismes participent donc directement à la dynamique de la lithosphère. Ils accompagnent l'ouverture des océans, la subduction, la collision continentale, le coulissage des plaques et la réactivation de structures anciennes. Ils contribuent à l'évolution des reliefs par les déplacements verticaux et horizontaux qu'ils produisent, mais aussi indirectement par les glissements de terrain, l'érosion accélérée des versants et les modifications des réseaux hydrographiques. Les séismes constituent ainsi un lien particulièrement net entre géodynamique interne et évolution de la surface terrestre.

Il faut finalement considérer le séisme comme un phénomène multiscalaire. À l'échelle microscopique, il implique la nucléation d'une rupture et les interactions entre grains, fractures, fluides et défauts cristallins. À l'échelle de la faille, il correspond à une rupture dynamique pouvant parcourir plusieurs dizaines ou centaines de kilomètres. À l'échelle régionale, il redistribue les contraintes dans la croûte. À l'échelle planétaire, sa répartition révèle la dynamique des plaques lithosphériques et fournit des informations sur la structure interne de la Terre. Les séismes constituent donc simultanément des événements physiques très rapides, des manifestations de processus tectoniques lents et des outils exceptionnels d'exploration indirecte de l'intérieur terrestre.