i - caractérisation du mouvement sismique … - caractérisation du mouvement sismique 1....

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NOTIONS DE SISMOLOGIE

Tectonique des plaquesEt

séismes

Cours de risques sismiques.

Master de génie civil – habilitation 2011

Université Paul Sabatier Toulouse III

Pr. Erick Ringot ([email protected]), Pr. Martin Cyr ([email protected])

Révision : 17 novembre 2011

Risques sismiques - SISMOLOGIE master GC UPS Tlse 3 / E.Ringot, M.Cyr page 2

I - Caractérisation du mouvement sismique1. Mécanisme de formation d’un séisme2. Ondes sismiques et mouvement du sol3. Magnitude et intensité

0 – La notion de risques, les risques naturels,les séismes, la sismologie

III – Règles parasismiques françaises1. Prise en compte du risque sismique à l’échelle régionale2. Définition de l’action sismique sur un ouvrage

Plan du cours

II – Risque sismique1. Aléa sismique2. Effet de site – amplification locale du mouvement sismique 3. Effets induits dans les sols et les roches

a) Déplacements irréversibles sur la failleb) Liquéfactionc) Mouvements de terrain

4. Microzonage sismique



1. Mécanisme de formation d’un séisme

Plan du cours


Structure de la Terre

La Terre est constituée d'une succession de

couches de composition chimique, densité

et de température différentes.

� Au centre, le noyau, qui représente 17%

du volume terrestre, et qui se divise en

noyau interne solide et noyau externe

visqueux ;

� Puis se trouve le manteau, qui constitue

l'essentiel du volume terrestre, 81%, et qui

se divise en manteau inférieur solide et

manteau supérieur principalement

plastique, mais dont la partie tout à fait

supérieure est solide ;

� Vient ensuite la croûte (ou écorce), qui

compte pour moins de 2% en volume et

qui est solide.


Structure de la Terre

Lithosphère - asthénosphère

La lithosphère est la couche solide externe

comprenant une partie du manteau supérieur et

la croûte terrestre, est divisée en plaques qui se

déplacent les unes par rapport aux autres sous

l'effet des courants de convection qui animent

l'asthénosphère, couche plastique du manteau

supérieur.

La lithosphère se présente comme un ensemble

rigide et par conséquent fragile; la température

et la pression, qui augmentent avec la

profondeur, modifient ce comportement, qui

devient de plus en plus ductile, c'est-à-dire

capable de se déformer sans casser.

Ce passage du domaine cassant au domaine ductile

marque la limite lithosphère-asthénosphère.

Ces courants de convection dans l'asthénosphère sont

générés par la forte chaleur du noyau.


Tectonique

étude des déformations de l'écorce terrestre et des structures qui en résultent

� Echelles d'études• spatiales: - tectonique analytique, au niveau microstructural

- mégatectonique, au niveau d'un massif- géotectonique ou tectonique globale, au niveau des plaques

• temporelles: - déformations à l'échelle des temps géologiques- déformations à l'échelle de la durée de vie d'un ouvrage

plissements, failles...

glissements, affaissement, séisme...

� Distinction selon le type de déformation et d'endommagement• tectonique cassante: - failles, cassures...

• tectonique souple: - plissements, glissements...

comportement fragile

effet du temps (fluage)

effet des T et Pcomportement viscoplastique

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Dérive des continents

La dérive des continents est une

théorie proposée au début du

20ème siècle par le physicien-

météorologue Alfred Wegener qui développa et argumenta

l'idée du déplacement des

continents à la surface de la

planète. Sa théorie est étayée par

la coïncidence des contours

géologiques de part et d'autre de

l'Atlantique sud, la similitude des

séquences de roches et les

indicateurs paléoclimatiques et

autres concordances géologiques.

Cette théorie fut ensuite confirmée par les études sur le paléomagnétisme des fonds

océaniques. Le rôle des dorsales océaniques génératrices de matière sous l'action des

courants de convection dans le manteau fut expliqué, ce qui permit de déduire le

phénomène de création continue de fonds océaniques.



LES CONTINENTS FLOTTENT SUR L'ASTHÉNOSPHÈRE

La croûte continentale est plus épaisse

sous les chaînes de montagnes que sous

les plaines ; cette situation répond au

principe de l'isostasie qui veut qu'il y ait

un équilibre entre les divers

compartiments de l'écorce terrestre, en

liaison avec les différences de densité.

Les croûtes océaniques, plus denses sont

moins épaisses et sont « recyclées » à

terme dans l'asthénosphère.

Alors que les continents, moins denses

que l'asthénosphère, « flottent » à sa

surface et peuvent dériver les uns par

rapport aux autres dans un système de

plaques tectoniques.



Depuis 250 MaRisques sismiques - SISMOLOGIE master GC UPS Tlse 3 / E.Ringot, M.Cyr page 10


- Los Angeles, situé sur la Plaque Pacifique se retrouve à là la même latitude que San Francisco! - La Méditerranée Orientale se ferme progressivement,- La Turquie est expulsée vers l'Ouest par l'Arabie qui poinçonne l'Europe Centrale.- La collision Inde-Asie se poursuit.- L'Australie, pour le moment sur la même plaque que l'Inde, va peut être rentrer en collision avec les îles de la Sonde.

Le futur ?


Plaques tectoniques

Répartition des plaques tectoniques à la surface de la Terre


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Plaques tectoniques

Fig. Carte planisphère de corrélation entre

la sismicité terrestre et les limites tectoniques

Les séismes n'ont pas

une répartition aléatoire

à la surface de la

planète, mais sont

localisés pour leur

immense majorité sur

les frontières des

plaques lithosphériques.

La tectonique est la partie de la géologie qui étudie la nature et les causes des déformations

des ensembles rocheux,

plus spécifiquement à

grande échelle de la

lithosphère terrestre.


En résumé ...

La terre est un système où toutes les pièces, tous les éléments, forment une grande

machine mue par la thermodynamique.

Plaques tectoniques


Plaques tectoniques

- Pas encore d'explication unanimement admise

- Explication probable →

http://pubs.usgs.gov/publications/text/unanswered.html#anchor19928310

� Pourquoi les plaques se déplacent-elles ?

création de cellules de convection


Classification des séismes par le critère de frontière

Classification des séismes selon le type de frontière entre les plaques tectoniques

Une première approche de classement ses séismes consiste à comprendre leur mécanisme

et le domaine tectonique qui leur est associé. C'est le long des limites entre plaques que

l'activité sismique est la plus importante et que la caractérisation des domaines tectoniques

doit être réalisée.

Il existe trois types de limites (voir plus loin) :

• les zones divergentes d'expansion océanique, dans lesquelles naît de la croûte océanique,

• les zones convergentes de subduction, dans lesquelles disparaît du matériel crustal,

• les zones transformantes, le long desquelles coulissent des plaques ou des

fragments de plaques sans création ni

résorption de croûte.

rigide

ductile

productrices d'un fort pourcentage de séismes Plaques lithosphériques


Classification des séismes par le critère de frontière

5%

15%

75%

Zones divergentes

Zones convergentes

Zones de décrochement

Dissipation de l’énergie sismique de la planète


Classification des séismes par le critère de profondeur

Classification des séismes selon la profondeur de la source

Une seconde approche consiste à considérer un évènement sismique en regard de la

profondeur à laquelle il survient.

On distingue ainsi :

� les séismes superficiels qui se produisent en faible profondeur, soit dans les premières

dizaines de kilomètres, se retrouvent autant aux frontières divergentes qu'aux frontières

convergentes ;

� les séismes intermédiaires qui se produisent entre quelques dizaines et une centaine de

kilomètres de profondeur se concentrent uniquement au voisinage des limites

convergentes ;

� les séismes profonds qui se produisent à des profondeurs pouvant atteindre plusieurs

centaines de kilomètres par rupture sous l'effet de la pesanteur des plaques " plongeant "

vers la base de l'asthénosphère. Ces séismes se trouvent exclusivement sur les limites

convergentes. Très amortis, ils ne provoquent pas de désordres sur les constructions.

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Limites divergentes

Le phénomène de divergence commence sur un continent par la formation d'un fossé étroit

ou rift accompagné d'un volcanisme basaltique. Le rift s'élargit et s'approfondit. Il finit par

être envahi par la mer. Le rift central devient alors une dorsale médio-océanique, dont

l'activité agrandit progressivement la taille de l'océan.

Fig. Cartographie topographique de la

dorsale médio-océanique Atlantique.


Limites divergentes

Ride ou rift = zone de divergenceSEISMES SUPERFICIELS


Limites convergentes

Subduction des plaques océaniques

Un premier type de collision résulte de la

convergence entre deux plaques océaniques.

Dans ce genre de collision, une des deux plaques

(la plus dense, généralement la plus vieille)

s'enfonce sous l'autre : c'est le phénomène de

subduction.

La ligne d'émergence du plan de subduction correspond à une fosse océanique.

L'inclinaison des plans de subduction varie de 20 à 45°. Sur la bordure de la plaque

chevauchante, s'accumulent des écailles tectoniques constituées par les sédiments qui

sont refoulés. Cet empilement constitue le prisme d'accrétion tectonique. La plaque

chevauchante peut être une plaque continentale ou, parfois, une autre plaque océanique.

On y observe alors un archipel d'îles volcaniques séparé du continent par un bassin

marginal (Japon, Antilles).

inclinaison



CAS PARTICULIER : La zone de subduction Antillaise

La coupe schématique ci-dessous représente les

différents domaines sismogènes associés à la

subduction Antillaise et leurs mécanismes.

• En C, le plan de subduction lui-même, où sont

attendues les magnitudes les plus élevées (les

surfaces de ruptures les plus importantes).

• En A et B les séismes générés par les contraintes

en bordure de la plaque Caraïbe, de magnitudes

possibles moins élevées (dimensions des failles

moins importantes), mais pouvant être (zone A)

très proches des constructions et in fine aussi

violents (mais aux effets plus localisés) sur les

terres émergées.

• En D et E, les séismes profonds dus aux ruptures

de la plaque subductée sous son propre poids (ces

derniers sont très amortis lorsqu'ils arrivent à la

surface).



CAS PARTICULIER : La zone de subduction Antillaise

Ci-contre une coupe sur les foyers

sismiques : on reconnaît les différents

domaines auxquels s'ajoutent les séismes

dus aux contraintes sur la plaque

Amérique (zone de croûte océanique de

l'Atlantique) à proximité du plan de

subduction.



Subduction par convergence d’une plaque océanique et d’une plaque continentale

Un second type de collision avec subduction

est le résultat de la convergence entre une

plaque océanique et une plaque continentale.

Dans ce type de collision, la plaque océanique

plus dense s'enfonce sous la plaque

continentale.

Les basaltes de la plaque océanique et les

sédiments du plancher océanique s'enfoncent

dans du matériel de plus en plus dense.

Rendue à une profondeur excédant les 100

km, la plaque est partiellement fondue.

La plus grande partie du magma restera emprisonnée dans la lithosphère (ici

continentale) ; le magma qui aura réussi à se frayer un chemin jusqu'à la surface formera

une chaîne de volcans sur les continents (arc volcanique continental).

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Surrection des plaques continentales

Un troisième type de collision implique la

convergence de deux plaques continentales, elle

s'accompagne de leur surrection. Ce phénomène est

à l’origine de la création des grandes chaînes de

montagne.

Phase 1

Phase 2

Lorsque les deux plaques entrent en collision, le

mécanisme se grippe : le moteur du déplacement (la

convection dans le manteau supérieur) n'est pas

assez fort pour enfoncer une des deux plaques dans

l'asthénosphère à cause de la trop faible densité de

la lithosphère continentale par rapport à celle de

l'asthénosphère. Tout le matériel sédimentaire est

comprimé et se soulève pour former une chaîne de

montagnes où les roches sont plissées et faillées. Les

deux plaques continentales se soudent pour n'en

former qu'une seule qui s'épaissit en altitude et en

profondeur.



CAS PARTICULIER : la surrection de l’Himalaya

Fig. La carte montre la progression

de la plaque indienne au cours des

70 millions d'années passés.

Fig. Illustration du déplacement d'un point

théorique pendant la surrection du massif

himalayen.


Limites transformantes

CAS PARTICULIER : la faille de San Andreas en Californie

Les frontières

transformantes

correspondent à de

grandes fractures qui

affectent toute

l'épaisseur de la

lithosphère; on utilise

plus souvent le terme

de « failles

transformantes ».

La faille de San Andreas en Californie est un autre bon exemple de

limite transformante: elle assure le relais du mouvement entre la limite

divergente de la dorsale du Pacifique-Est, la limite convergente des

plaques Juan de Fuca-Amérique du Nord et la limite divergente de la

dorsale de Juan de Fuca. Vitesse de glissement : 5.5 cm/an !


Phénomène sismique

La tectonique provoque des déplacements relatifs des plaques de la lithosphère en générant

un champ de contrainte au sein des roches constituantes (traction, compression,

cisaillement…).

Rupture fragile (déformation cassante)

Au delà d’un niveau de contrainte seuil, il y a rupture brutale du sous-sol rocheux : c’est là

l’origine des séismes. Ces ruptures se produisent essentiellement dans les zones situées à

proximité des limites entre les plaques, là où les tensions sont les plus élevées dans les

roches.

Déformation plastique

Dans certains cas, les roches peuvent se déformer sans amorcer de rupture fragile :

o Déplacement tectonique lent ;

o Température et pression interne élevée (en profondeur donc).

Plan de faille et foyer de séisme

Lorsque les conditions de contrainte, de vitesse de déformation, de relation température-

pression sont réunies, la rupture fragile de la roche survient selon un « plan de faille ». Le

point d'amorce de la rupture est le foyer du séisme. La propagation de la rupture depuis le

foyer sur le plan de faille provoque des déformations tectoniques irréversibles et cassantes.

La propagation des ondes sismiques (tridirectionnelle) depuis le foyer provoque des

déformations du sol temporaires ou définitives.


Déformation plastique des roches

Plis ou plissementsdéformations de couches provoquées par la flexion ou la torsion des roches

géométrie des couches géologiques : déterminée par la direction et le pendage

direction d'une coucheangle par rapport au nord d'une ligne horizontale

tracée dans le plan de stratification de la couche

pendage d'une coucheangle entre le plan horizontal et la ligne de plus

grande pente du plan de stratification

sur les cartes géologiques

ou

ou

30 30ou

pendage nul : couche horizontale

pendage 90o : couche verticale

pendage et valeur indiquée

pendage sans indication numérique



Fig. Illustration de la déformation

plastique des roches

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Termes désignant les

différentes parties d'un pli

Formes variables

selon l'intensité des

poussées subies

� Différentes formes de plis




Pli couché (Terre-Neuve, Canada) Pli déjeté (Québec, Canada)

Pli droit (Québec, Canada)

Exemples



� Formation des plis



Conséquences sur la morphologie


Déformation cassante des roches

Failles- cassure qui se produit entre deux blocs de terrains

- dimensions : quelques mètres à quelques centaines de kilomètres

distension

� Trois mouvements possibles

coulissement horizontal

coulissement vertical

- création d'un vide

- failles listriques création de fossés d'effondrement

ou graben (vallée du Rhin (Alsace))

- failles transformantes

αααα

ββββ

γγγγ

mouvements β et γ :

pas de vides entre les

compartiments déplacés

β β

γ γα α



En 1999, un violent séisme a touché l‘ile de Taïwan, en particulier la ville de Chichi.

On voit ici le stade de la ville après le séisme.

http://www.palais-decouverte.fr/expos/vst_2k7/vs_2k7/pages/page_s2_2seisme.html

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� Vocabulaire lié aux failles à jeu vertical



� Failles normales



� Failles normales Séisme en extension



� Failles listriques

Fossé d’effondrement de la vallée du Rhin

entre Vosges et Forêt-Noire



Séisme en décrochement

- décalage d'un mètre dans les sillons

- séisme d'Imperial Valley (Californie, 1979)

- magnitude 7

Landers, CA 1992

� Failles transformante

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faille de San Andreas

� Groupement de failles



Comment les modes de groupement de failles peuvent modifier

l'exploitation d'une couche dans une carrière ou une mine ?

� Groupement de failles



� Age des failles - plus récente que le plus jeune des terrains recoupés

- plus ancienne que plus vieux des terrains non recoupés

- F2 plus jeune que 1 et 2 et plus ancienne que 3

- F1 plus récente que F2


Importance des failles

• régions faillées : zones sismiques

• failles en travaux souterrains : risque de venue d'eau

• massif rocheux faillé : comportement mécanique anisotrope

exemple : faille du tunnel de Toulon, qui a entraîné un éboulement lors du percement du tunnel

� Importance des failles en génie civil


Importance des failles


Cycle sismique d’une faille active

ORIGINE D’UNE FAILLE

Un niveau de contrainte trop élevé est à l’origine de failles dans un milieu rocheux plus ou

moins homogène. Une première rupture s'est propagée à partir d'un « point d’amorçage » en

s'accompagnant d'une chute brutale de contrainte.

PROGRESSION

La faille ainsi créée constitue désormais une surface (±plane) de rupture privilégiée. Lorsque

la contrainte continue de progresser jusqu'à atteindre un nouveau seuil de rupture, la faille

progresse en s'allongeant et se ramifiant sous l'effet des séismes successifs.

A cause de la friction entre les deux parois d'une faille, les déplacements le long celle-ci ne se

font pas de manière continue et uniforme, mais par à-coups successifs, générant à chaque

fois un séisme.

RECURRENCE

Dans une région soumise à un régime de contraintes donné, des séismes se produiront de

façon récurrente (d’où la notion de cycles) sur les différents segments d'une même faille.

Chaque faille a un cycle sismique qui lui est propre et qui dépend de son mécanisme, de la

vitesse de progression des contraintes, de la nature des roches et de sa géométrie.

Le cycle de retour des séismes de différentes magnitudes se décrit de façon probabiliste.

Les régimes de contraintes d'origine tectonique évoluent à l'échelle des temps géologiques,

ainsi des nouvelles failles naissent et d'autres cessent leur activité progressivement.

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Cycle sismique d’une faille active

Phases d'un cycle sismique sur une faille sismogène

C’est un processus en trois étapes:

1. Accumulation de contraintes.

2. Déclenchement de la rupture au delà du seuil

de résistance des roches.

3. Arrêt de la rupture sismique (quelques

secondes plus tard).

Cycle sismique d'une faille

Le cycle sismique d'une faille est une succession de

périodes d'augmentation des contraintes et de

ruptures brutales. La période des cycles caractérise

l’activité de la faille.

Fig. Représentation schématique du cycle sismique dans

le cas d’une faille de décrochement :

a - Situation au début du cycle,

b - Déformation peu de temps avant le séisme,

c - Situation après le séisme



2. Ondes sismiques et mouvement du sol

Plan du cours


Caractérisation d’une source sismique

Energie et magnitude

Lors d’un séisme, la rupture brutale de la roche sur le plan de faille libère de l'énergie, sous

forme de création de surface, de chaleur et d'émission d'ondes élastiques. Plus la surface

de rupture est étendue et l’amplitude du déplacement est grande, plus la quantité

d'énergie libérée est importante.

Définitions

�Foyer ou hypocentre : Point de

déclenchement de la rupture.

� Epicentre : Point de la surface terrestre à la

verticale du foyer.

�Azimut : Angle compris entre l'axe du

méridien et celui de la faille (orientation de la

faille à la surface de la Terre).

�Pendage : Inclinaison de la faille.

�Magnitude : Caractéristique de la quantité

d'énergie libérée par le séisme.


Propagation des ondes élastiques

Les ondes élastiques libérées par la rupture de la faille se propagent dans toutes les

directions. Plusieurs types d'ondes aux effets différents sur les sols et les structures sont

générés par le séisme.

La connaissance des caractéristiques des différents types d'ondes et de leur mode de

propagation permet de comprendre leur action sur une structure donnée en fonction du site

géologique et de sa distance au foyer.

Les ondes de volume

Elles se propagent dans la masse

terrestre depuis la source et sont de

deux types :

� Les ondes primaires (P) : en

compression-dilatation, vitesse ~5km/h,

période ~1s, longueur d’onde ~5 km.

� Les ondes secondaires (S) : de

cisaillement, vitesse ~60% des ondes P,

période ~1s, longueur d’onde ~5 km. ondes secondaires (S)

ondes primaires (P)

Animation



Les ondes de surface

Elles sont générées par l'arrivée des ondes de

volume à la surface du globe. Plus le séisme

est profond, moins elles sont puissantes. Elles

concernent les couches superficielles des sols.

�Les ondes de Love (L) : de cisaillement dans

le plan horizontal du sol (mouvement de

vibration latéral)

� Les ondes de Rayleigh (R) : assimilables à

des vagues dans lesquels les particules de sol

se déplace selon une ellipse rétrograde.

L

R

Onde LQ (Love) : onde cisaillante (2.9 km/s surface)

Onde LR (Rayleigh) : onde complexe (2.7 km/s surface) Animation


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� Propagation des séismes• propagation des ondes : trajectoire



� Propagation des séismes• propagation des ondes : trajectoire

P : onde P manteau

S : onde S manteau

K : onde P noyau

I : onde P graine

J : onde S graine

c : onde réfléchie noyau

i : onde réfléchie graine

m : ordre des réflexions


http://www.palais-decouverte.fr/expos/vst_2k7/vs_2k7/pages/page_s5_seisme.html



Ondes L et R- gamme des « basses fréquences » (< 1 hertz) - nocives pour les bâtiments élevés - destructrices à des distances plus grandes que les ondes P et S (quelques dizaines de kilomètres)

Ondes P et S- gamme des "hautes fréquences » (> 1 hertz) - dangereuses pour diverses catégories de bâtiments bas

Effet des ondes sur les constructions


Mesure des séismes

Le premier sismographe, un "urne à séisme" a été inventé par le chinois Zhang Heng (an 132).

La réplique de ce sismographe est exposée au Muséum de Toulouse.

La jarre est ornée de huit dragons, chacun

dominant une grenouille bouche ouverte.

Le passage d'un séisme libère de la gueule d'un

des dragons une bille de cuivre. Elle est alors

recueillie par la grenouille correspondante. La

direction et le moment du séisme sont ainsi

repérés.

http://www.voyages-chine.com/guide-voyage-Chine/culture-chinoise/Le-sismographe-chine.html

http://elogedelart.canalblog.com/tag/sismographe


Mesure des séismes

http://svtbiologie.free.fr/geologieHK/sismographe-chinois.htm

http://www.chine-informations.com/guide/sismographe_2991.html

http://blog.museum.toulouse.fr/index.php/tag/bd

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Mesure des séismes

Les séismes sont enregistrés par trois sismomètres pour chaque direction de l’espace.

Les sismomètres enregistrent les accélérations

imprimés au sol sous la forme d’accélérogrammes.

De ces accélérogrammes sont déduits des

« spectres » de réponse en accélération

employés dans les codes de calcul

parasismique.

Voir le cours Eurocode 8.



signaux enregistrés

A chaque station, 3

sismographes pour

mesurer les 3

composantes des

mouvements du sol


Mesure des séismesRéseau mondial sismologique http://geoscope.ipgp.fr/

Centralisation et diffusion des données (avant d'être archivées au centre GEOSCOPE, les données sont envoyées à l'PGP, à l'EOST et aux centres de l'IRD dans le monde)


Exemple de site surveillé par la France en coopération avec:Instituts de physique du globe (I.P.G.) de Paris et de Strasbourg,soutenus par l’Institut National des Sciences de l’Univers (INSU/CNRS)le ministère des Affaires étrangères et l’Institut de Recherche et Développement (IRD)

Nord du Chili

subduction de la plaque Nazca sous la cordillère andine (plaque Amérique du

Sud) = pas de grand séisme depuis celui de 1887 (magnitude 8,5) rapprochement de

10 mètres environ sur une longueur de 300 km

Mesure du « retard au glissement » = 10m depuis 110 ans stocké dans la déformation

élastique des roches (séisme magnitude >5 prédit dans la décennie)

Installation de réseaux sismologiques de surveillance aux deux extrémités de cette

“lacune sismique” et d’une station multiparamètre (gravimètre, station sismologique

de large bande spectrale, inclinomètres et antenne G.P.S. de positionnement par

satellite)


� Détectiondes séismes

• stations réparties

Mesure des séismes

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Mesure des séismes

Les vitesses de propagation des deux types d'ondes (S et P)dans la croûte terrestre établies = courbes étalonnées

Pour une distance entre séisme et point d’enregistrement de 2000 Km, l'onde P mettra 4,5 min et l'onde S mettra 7,5 min = décalage de 3 min

Dans l’exemple, distance correspondant à un décalage de 6 min = 5000 Km


La méthode des cercles

Pour une station: temps d'arrivée de l'onde P: tp = t0 + (d/Vp)temps d'arrivée de l'onde S: ts = t0 + (d/Vs)

Différence entre les deux relations précédentes :ts - tp = d · (1/Vs - 1/Vp)

On connaît les vitesses des ondes P et S dans la croûte et on admet que : (1/Vs - 1/Vp) = 1/8

D’où : d = 8 * (ts - tp)

On établit des abaques et on obtient directement d en fonction de (ts - tp)

basée sur la différence de propagation des ondes P et S

Positionnement de l’épicentre


Positionnement de l’épicentre

Le séisme se trouve sur le périmètre d’un cercle de rayon d1 centré sur une première station d’enregistrement

d1La triangulation

Avec une seconde station, on détermine la distance (d2) séparant cette station de l’épicentre du séismeLes deux points d’intersection des deux cercles définissent les deux localisations possibles de l’épicentre du séisme enregistré

d1

d2

Avec une troisième station, détermination de la distance (d3) séparant cette station de l’épicentre du séisme

Un seul point d ’intersection possible entre les trois cercles définit la position précisede l ’épicentre du séisme enregistré

d3

d2

d1



3. Magnitude et intensité

Plan du cours


� Durée des séismes• secousse principale suivie de répliques

• diagramme de Husiol

- moins fortes

- habituellement même foyer

!dangereuses car agissent

sur ouvrages endommagés

temps requis pour passer de 5% à 95% de l'énergie

1

10

100

5.5 6 6.5 7 7.5 8

Magnitude

Sec

onds

Mesure des séismes


Magnitude/intensité des séismes

� Intensité des séismes

• échelle Mercalli (1902) et MSK (1964)

• échelle de Richter (1935)

- intensité sur une échelle de I à XII- basée sur les dégâts causés

et la perception qu'a eu la population du séisme

- magnitude d'un séisme, calculée à partir de la quantité d'énergie dégagée au foyer

- échelle logarithmique ouverte

Magnitude locale )(log ∆+= FT

AM m

Lµ

amplitude maximale de la

réponse d'un

sismographe étalon

supposé placé à 100 km

de l'épicentre

A : amplitude en micronsT : période en secondesF(∆) : terme empirique = amortissement du signal sismique en fonction de la distance ∆ et de la profondeur

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Intensité des séismes

Plusieurs échelles pour évaluer l’intensité des tremblements de terre

1) Echelle de Mercalli développée en 1902 et modifiée en 1956

2) Echelle MSK (Medvedev, Sponheuer et Karnik, 1964)

Ces deux échelles comportent douze degrés notés généralement en chiffres romains

de I à XII

Intensité déterminée par:

- Ampleur des dégâts causés par un séisme - Perception de la population varient en fonction de la distance à l'épicentre.

Echelle subjective

Echelle variable géographiquement


Mesure de l’intensité locale : échelle de Mercalli (1902)

Perception à l’intérieurEnregistrement par les sismomètres

Perception à l’extérieur

Quelques dommages

Dommages légers aux « bonnes constructions » destruction des « mauvaises »

Dommages considérablesModification des paysages


Echelles MSK81 et EMS98

Elle a été très utilisée en Europe et en Inde dès 1964, souvent sous la désignation

MSK64. Sa définition a été revue en 1981 sous le sigle MSK81, puis elle a fini par être

intégrée en 1998 dans la définition de l'échelle macrosismique européenne EMS98.

Degré Dégâts observés

I Seuls les sismographes très sensibles enregistrent les vibrations.

II Secousses à peine perceptibles; quelques personnes au repos ressentent le séisme.

III Vibrations comparables à celles provoquées par le passage d'un petit camion.

IV Vibrations comparables à celles provoquées par le passage d'un gros camion.

V Séisme ressenti en plein air. Les dormeurs se réveillent.

VI Les meubles sont déplacés (aN=0.10 g).

VII Quelques lézardes apparaissent dans les édifices (aN=0.15 g).

VIII Les cheminées des maisons tombent (aN=0.20 g à 0,30 g).

IX Les maisons s'écroulent. Les canalisations souterraines sont cassées (aN=0.40g).

X Destruction des ponts et des digues. Les rails de chemin de fer sont tordus.

XI Les constructions les plus solides sont détruites. Grands éboulements.

XII Les villes sont rasées. Bouleversements importants de la topographie. Crevasses visibles à la surface.


Magnitude d’un séisme




Echelle macrosismique d'intensité

17/11/2011

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Relation Intensité-Magnitude


Echelle ouverte de Richter (1935)

Description Magnitude EffetsFréquence

(sur la Terre)

Micro <1,9 Micro tremblement de terre, non ressenti. 8 000 par jour

Très mineur 2,0 à 2,9 Généralement non ressenti mais détecté/enregistré. 1 000 par jour

Mineur 3,0 à 3,9Souvent ressenti mais causant rarement des

dommages.49 000 par an

Léger 4,0 à 4,9

Secousses notables d'objets à l'intérieur des maisons,

bruits d'entrechoquement. Dommages importants peu

communs.

6 200 par an

Modéré 5,0 à 5,9

Peut causer des dommages majeurs à des édifices

mal conçus dans des zones restreintes. Cause de

légers dommages aux édifices bien construits.

800 par an

Fort 6,0 à 6,9Peut être destructeur dans des zones allant jusqu'à

180 kilomètres à la ronde si elles sont peuplées.120 par an

Majeur 7,0 à 7,9Peut provoquer des dommages modérés à sévères

dans des zones plus vastes.18 par an

Important 8,0 à 8,9Peut causer des dommages sérieux dans des zones à

des centaines de kilomètres à la ronde.1 par an

Dévastateur 9,0 et plusDévaste des zones de plusieurs milliers de kilomètres

à la ronde.

1 tous les 6 ans

environ


Echelle ouverte de Richter (1935)


Modèle élémentaire du mouvement sismique

Modèle élémentaire de faille


Modèle élémentaire du mouvement sismique

La

Richter



La Magnitude d'un séisme (M, exprimée en chiffres arabes)

est une grandeur « logarithmique » de la quantité d'énergie

rayonnée par la source sous forme d'ondes élastiques.

MAGNITUDE

LONGUEUR

CARACTERISTIQUE

DE LA RUPTURE

DEPLACEMENT

SUR LE PLAN DE

RUPTURE

DUREE DE

LA

RUPTURE

ENERGIE

RELATIVE

LIBEREE

9 800 km 8 m 250 s 36 000 000 × E

8 250 km 5 m 85 s 1 100 000 × E

7 50 km 1 m 15 s 33 000 × E

6 10 km 20 cm 3 s 1 000 × E

5 3 km 5 cm 1 s 33 × E

4 1 km 2 cm 0.3 s E~104 MJ

Tableau - Corrélation entre les ordres de grandeur de la rupture

sismogène et la magnitude du séisme.

log

17/11/2011

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Loi d’échelle des séismes

Les deux colonnes du tableau

précédent démontrent la

corrélation qui existe entre la

magnitude des séismes et la

longueur de la faille.

Longueur Type de séisme

1000 km Les magnitudes les plus fortes jamais

enregistrées (>9) :

Chili (23 mai 1960)

Alaska (28 mars 1964)

100 km Magnitude 8 : nombreuses victimes

10 km Magnitude 6 : dégâts localisés

1 km Magnitude 4 : ressentis localement

0.1 km Microséismes imperceptibles


Prévision des séismes

• on ne sait pas prévoir à coup sûr la date, le lieu et l'intensité d'un séisme

• on peut dire qu'une zone réputée sismique est d'autant plus dangereuse qu'elle n'a pas subi d'événement sismique depuis longtemps

• signes prémonitoires

• méthode VAN

- la faille de San Andreas coulisse au sud de San Francisco de quelques mm par an de manière continue

- au nord, au contraire, son mouvement est bloqué depuis 1906 (énergie emmagasiné)

- diminution de la résistivité des roches- variation du champ magnétique local- augmentation de la circulation des eaux souterraines, variation du niveau d'eau des

puits et du débit des sources- activité sismique plus importante que le bruit de fond habituel- légères déformations de la surface du sol détectables par des inclinomètres- inquiétude des animaux peu de temps avant la secousse

- basée sur la mesure des impulsions électriques qui se propagent dans le sol- réseau de stations réceptrices réparti sur toute la Grèce


Prévention contre les séismes

• éducation de la population

• respect des normes de construction

- éviter de construire en zone de faille- en zone sismique, éviter de construire sur des terrains en

pente, sur des terrains meubles, alluvions en particulier, qui entrent en résonance

- le béton est un bon matériau parasismique mais la structure elle-même doit être parasismique : chaînages raidisseurs, éviter les corniches et balcons, etc.

Kobe, Japon 1995

i - caractérisation du mouvement sismique … - caractérisation du mouvement sismique 1....

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