i. Origine des séismes.

A- Qu'est ce qu'un séisme ?

Le Grand dictionnaire encyclopédique Larousse définit un séisme comme un "mouvement brusque ou secousse de l'écorce terrestre". La soudaineté est caractéristique. La durée de rupture est courte (quelques dizièmes de seconde à quelques minutes).

Le foyer F d'un séisme est l'endroit où débute la rupture. On doit garder en tête cette définition lorsqu'on étudie des plans de faille sur lesquels la rupture s'est propagée sur plusieurs kilomètres (M > 5), voire plusieurs centaines de kilomètres (M > 8). h est la profondeur focale ; E, l'épicentre est le point de surface du sol situé à la vertical du foyer ; l'heure d'origine est en général désignée par H0.

B- Pourquoi un séisme se déclenche-t-il ?

Les tremblements de terre sont engendrés par la déformation des parties externes et cassantes des plaques tectoniques, de la croûte et du manteau supérieur de la Terre. Les plaques se déplacent d'environ 2 à 12 cm par an. Parfois, une quantité énorme d'énergie s'assumule au sein d'une seule plaque ou entre des plaques avoisinantes. Si les contraintes accumulées excèdent la résistance des roches formant ces zones cassantes, ces roches sont suceptibles de se désagréger soudainement, libérant de l'énergie emmagasinée sous forme d'un séisme.

Toujours avec des termes précis l'ensemble des contraintes qui s'exercent sur un solide tend à le déformer. Sans entrer dans des mesures précises, on peut séparer les déformations selon quatre critères :

- Si la déformation est très faible, le solide tend à reprendre sa forme initiale si l'on supprime la contrainte : c'est le domaine élastique des déformations réversibles.

- Si la déformation est plus forte et persiste après la suppression de la contrainte : c'est le domaine plastique des déformations irréversibles.

- Une déformation continue (sans rupture) est qualifiée de déformation ductile.

- Une déformation discontinue (comportement cassant) est qualifiée de rupture.

C- Les différents types de séismes.

Les séismes peuvent être naturels ou artificiels. Les séismes tectoniques sont de loin les plus courants. Ils sont bien expliqués par la tectonique des plaques, les éruptions volcaniques sont accompagnées par des séismes volcaniques qui servent à la prévision des éruptions. Exceptés les tirs nucléaires, les séismes artificiels sont généralement de petits séismes.

- Les séismes tectoniques.

La tectonique des plaques met en jeu une quinzaine de plaques principales. La majorité des séismes se produisent à leurs limites, qui peuvent être très étroites dans le cas de plaques océaniques (quelques dizaines de kilomètres), ou au contraire très large et très diffuses dans les zones de convergence continentale (2 000 km). Il existe aussi une sismicité intraplaque qui est très dangereuse car elle se produit en des endroits a priori considéré comme asismiques.

- Zones de divergence.

Ce sont les dorsales océaniques et les rifts intracontinentaux où de l'extension se produit à la faveur de failles normales.

Les dorsales rapides sont larges et catactérisées par une sismicité très superficielle et des magnitudes faibles.

Les dorsales lentes ont un relief très marqué, avec une vallée axiale (rift) prononcée. Les magnitudes peuvent être beaucoup plus fortes (jusqu'à 7).

- Zones de coulissage.

Le meilleur exemple est fourni par la faille de San Andreas en Californie.

Les failles de coulissage sont caractérisées par de grandes longueurs par rapport à la profondeur maximale de la zone sismogénique. Très souvent, un tel gros séisme est composé de plusieurs sous-événements qui s'enchaînent plus ou moins rapidement. Cela a en particulier le cas de la faille nord anatolienne, en Turquie, qui permet l'expulsion de la Turquie vert l'ouest sous l'effet de la poussée de la plaque Arabie (faille dextre).

- Zones de convergence.

Ce terme de "zones de convergence" regroupe les zones de subduction et les collisions continentales.

Les zones de subduction semblent les plus simples à étudier, en raison d'un plan de subduction bien défini. En réalité, les choses sont beaucoup plus compliquées : les mécanismes au foyer mettent en évidence de l'extension en certains endroits. C'est en particulier les cas dans les 300 premiers kilomètres des zones de subduction, alors qu'on trouve des mécanismes de failles inverse beaucoup plus en profondeur.

La partie la plus superficielle des zones de subduction est particulièrement intéressante, car c'est là que se produisent les séismes les plus violents. On estime que s'y libère 70 % de l'énergie totale libérée par les séismes dans le monde et que presque tous les séismes de magnitude supérieure à 8 s'y produisent.

Les zones de collision continentale font théoriquement intervenir des mécanismes de faille inverse. C'est vrai dans certaines chaînes telle que l'Hilmalaya pour laquelle, en bordure externe de la chaîne (vers le sud), en particulier le long du Main Central Thrust (MCT), on observe de nombreux mécanismes avec deux plans nodaux de pendage très différent : presque verticaux et presque horizontaux. Expliquer de tels phénomènes d'extension au sein d'une chaîne de collision n'est pas facile. Il faut compliquer terriblement les scénarios proposés jusqu'à présent.

- Sismicité intraplaque.

La sismicité intraplaque est le phénomène sismotectonique le plus troublant, le plus fascinant (mais aussi le plus désespérant, car on ne peut pas l'expliquer logiquement à partir des schémas classiques de tectonique des plaques). Les Etats-Unis sont l'un des endroits du monde où se produisent le plus de séismes intraplaque. Les plus célèbres de ces séismes sont ceux de New Madrid, dans le Missouri, en plein centre des Etat-Unis. Entre décembre 1811 et février 1812 se sont produits pas moins de trois séismes de magnitude estimée supérieure à 8. Ils ont été ressentis jusqu'à New York, sur la côte Atlantique. Les séismes intraplaque se caractérisent souvent par leur regroupement en essainm, avec une évolution quasiment imprévisible de la crise. La région de New Madrid est bien sûr très surveillée. Il y a une sismicité modérée, avec principalement un alignement NE-SW parallèle à la vallée du Mississipi. On pense actuellement que les séismes de New Madrid sont liés au rejeu en coulissage et faille inverse d'une structure appelée le Mississipi Embayment, un rift avorté qui tendait à couper les Etats-Unies en deux en reliant les Grands Lacs au Golde du Mexique.

D. Les différentes failles.

La faille est le résultat de la rupture d'un ensemble rocheux sous l'effet des contraintes auxquelles il est soumis. Le mécanisme permet de définir quelle type de faille intervient dans le tremblement de terre, ainis que l'orientation de la faille et la direction de glissement des blocs sur cette faille. On peut ainsi définir la nature convergente ou divergente des mouvements à l'origine des séismes. Le mécanisme au foyer d'un séisme es généralement une combinaison de mécanismes simples.

Il existe trois sortes de failles et trois sortes de mécanismes au foyer. Le type de mécanisme du foyer est représenté par une sphère centrée autour du foyer du séisme, qui est découpée en quatre cadrans en lien avec le sens du mouvement des ondes P. A chaque type de faille, correspond ainsi un diagramme de mécanisme au foyer.

- Les failles normales.

Elles sont appelées ainsi parce que la déformation entraîne un étirement des roches initiales. Elles résultent de mouvement d'écartement (divergence).

 

Faille normale (vue en coupe) et le diagramme de mécanisme au foyer correspondant. Les flèches indiquent les blocs qui montent et qui descendent.

- Les failles inverses.

Elles sont appelées ainsi parce que la déformation entraîne un raccourcissement des terrains initiaux. Elles résultent de mouvements de rapprochement (couvergence).

 

Faille inverse (vue en coupe) et le diagramme de mécanisme au foyer correspondant. Les flèches indiquent les blocs qui montent et qui descendent.

 

- Les failles en décrochement.

Les failles en décrochement provoquent un déplacement des blocs uniquement dans le sens horizontal.

 

 

 

Faille en décrochement(vue de dessus) et le diagramme de mécanisme au foyer correspondant.

 

 

 

 

 

 

- Les failles cachées.

Les 700 sismomètres qui enregistrent les séismes en Californie ont permis de situer la totalité des failles "apparentes" et une partie des failles "masquées". Les failles cachées sont souvent dans des zones où les géologues pensaient auparavant que le risque sismique etait relativement faible. Selon, Ross Stein, un spécialiste travaillant pour l'U.S. Geological Survey, et Robert Yeats, de l'université d'Etat de l'Oregon, "les terrains vallonnés, ou légèrement plissés, forment des paysages apparemment plus paisibles que menaçants". Toutefois, leurs recherches leur ont permis de découvrir des failles actives sous des anticlinaux, souvent exploités parce qu'ils tiennent du pétrole en réserve.

Les géologues savent depuis longtemps que les roches peuvent être comprimées et plissées, à la manière d'un tapis qui se plisse lorsqu'on le pousse. Mais on pensait jusque-là que cela se faisait progressivement, sans à-coups. Cependant, en étudiant des plissements en formation, on s'est rendu compte qu'ils s'élèvent soudainement, parfois jusqu'à 5 mètres en quelques secondes ! Ce mouvement de plissement comprime la roche en profondeur. Les tensions qui en résultent la cassent loin sous le plissement, et une partie de la roche se met à glisser par-dessus l'autre partie. Ces plissements, avec leur faille masquée, semblent inoffensifs, mais ils provoquent un tremblement de terre avant que les sismologues aient pu les repérer. L'activité souterraine des failles actives peut provoquer des séismes aussi importants que celle de failles plus grandes et visibles en surface.

Les spécialistes doivent donc maintenant s'attelet à découvrir où se produisent ces plissements actifs et à prévoir le risque sismique. Ils ne sous-estiment plus le pouvoir destructeur que peut dissimuler un vallon en apparence paisible.

ii. Propagation des ondes .

A- Qu'est ce qu'une onde sismique ?

Les ondes sismiques sont des ondes élastiques partant du foyer du séisme, elles peuvent traverser un milieu sans le modifier durablement. L'impulsion de départ va "pousser" des particules élémentaires, qui vont "pousser" d'autres particules et reprendre leur place. Et ainsi se passe une réaction en chaîne.

Les vibrations engendrées par un séisme se propagent dans toute les directions. On peut distinguer deux sortes d'ondes : les ondes de volume qui traversent la Terre et les ondes de surface qui se propagent à sa surface. Elles se succèdent et se superposent sur les enregistrements des sismomètres. Leur vitesse de propagation et leur amplitude sont modifiés par les structures géologiques traversées, c'est pourquoi, les signaux enregistrés sont la combinaison d'effets liés à la source, aux milieux traversés et aux instruments de mesure.

Ces ébranlements, qui se déplacent sous forme d'ondes, traversent le Globe et donnent des indications irremplaçcables sur sa constitution. On distingue ainsi les ondes de volume des ondes de surfaces.

B- Les ondes de volumes.

Elles se propagent à l'intérieur du globe. Leur vitesse de propagation dépend des matériaux traversés, et d'une manière générale elle augmente avec la profondeur. On distingue deux types d'ondes de volume.

- Les ondes P ou ondes primaires sont appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales. Le déplacement du sol qui accompagne leur passage se fait par dilatation et compression successive, parallèlement à la direction de propagation de l'onde. Ce sont les plus rapides (entre 5 km/s et 15km/s près de la surface) et sont enregistrées en premier sur un sismogramme. Elles sont responsables du grondement sourd qu'on peut entendre au début d'un tremblement de terre. On l'enregistre bien sur la composante verticale du sismomètre.

 

 

 

 

 

 

- Les ondes S ou ondes secondaires sont appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes transversales. A leur passage, les mouvements du sol s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l'onde. Ces ondes ne se propagent pas dans les milieux liquides, elles sont en particulier arrêtées par le noyau terrestre. Leur vitesse est plus lente que celle des ondes P (entre 3,5 km/s et 7 km/s), elles apparaissent en second sur les sismogrammes. On l'enregistre bien sur les composantes horizontales du sismomètre.

 

 

 

 

 

La différence des temps d'arrivée des ondes P et S suffit, connaissant leur vitesse, à donner une indication sur l'éloignement du séisme.

Les ondes de volume se propagent un peu comme des rayons lumineux : elles peuvent être réfléchies ou réfractées, c'est-à-dire déviées à chaque changement de milieu, au passage manteau-noyau par exemple. Elles peuvent ainsi suivre des trajets très complexes à l'intérieur de la Terre. Leur temps de parcours dépend de ce trajet, elles n'arrivent pas toutes en même temps au même endroit.

C- Les ondes de surface.

Ce sont des ondes quidées par la surface de la Terre. Leur effet est comparableaux rides formées à la surface d'un lac. Elles sont moins rapides que les ondes de volume, mais leur amplitude est généralement plus forte. On peut distinguer :

- Les ondes de Love : le déplacement est essentiellement le même que celui des ondes S sans mouvement vertical. Les ondes de Love provoquent un ébranlement horizontal qui est la cause de nombreux dégâts aux fondations des édifices. On l'enregistre uniquement sur les composantes horizontales du sismomètre.

 

 

 

 

 

 

 

- L'onde de Rayleigh : le déplacement est complexe, un mouvement à la fois horizontal et vertical, elliptique en fait. Le déplacement des aprticule est à la fois horizontal et vertical. Cette onde est enregistrée sur les trois composantes du sismomètre. Les vibrations engendrées par cette onde durent plusieurs minutes.

 

 

 

 

 

 

Les ondes de Love se propagent plus rapidement que les ondes de Rayleigh.

ii. La sismométrie .

A- Les principaux réseaux de surveillance.

L'essor rapide de la sismologie au cours de ce siècle tient avant tout à la mise au point d'instruments de plus en plus perfectionnés et à la collaboration de centres de traitement etd'observation dispersés partout dans le monde. Un observatoire sismologique comprend en général au moins six simomètres pour l'études des courtes périodes et des longues périodes.

Les stations sismologiques isolées font soit l'acquisistion d'une seule composante du mouvement du sol, soit l'acquisisiton des trois composantes, en utilisant un seul boîtier compact. Installées dans des endroits isolés, la transmission des données au centre jusqu'au centre de traitement se fait, par onde hertzienne ; par liaisons téléphoniques spécialisées ; par le réseau téléphonique commuté ; par canaux satellites. En domaine océanique, quelques OBS (Ocean Bottom Seismometer) fonctionnent actuellement le long de câbles sous-marins. Le problème majeur, outre l'installation et la maintenance, est la transmission des données, impossible directement depuis le fond de la mer.

Il existe une très bonne collaboration entre les centres de sismologie. Les coordonnées spatiales et temporelles ainsi que les magnitudes d'un séisme sont déterminés, à partir des données envoyées par les différents observatoires mondiaux, par des cendres internationaux, nationaux ou régionaux qui éditent des bulletins hebdomadaires et mensuels : parmi les plus connus, citons l'International Seismologic Center installé à Newbury (Royaume-Uni), le National Earthquake Information Service du Geological Survey (Etats-Unis), le Centre Sismologique Euro Méditerranéen installé dans la région parisienne, le Bureau Central Sismologique Français à Strasbourg.

Les données recueillies par les réseaux mondiaux ont pour objectif la localisation des tremblements de terre et aussi l'analyse des grandes structures internes du globe. Afin d'obtenir une bonne couverture du monde, l'accent et mis sur la qualité et l'homogénéité des instruments. Actuellement, grâce à un réseau de plusieurs milliers de stations distribuées sur l'ensemble de la planète, il est possible de déterminer l'hypocentre de tous les séismes de magnitude supérieure à 4, quelle que soit leur région d'origine.

L'instrumentation numérique qui se développe aujourd'hui offre la possibilité de traiter des centaines d'enregistrements très rapidement. Le programme français Géoscope , lancé en 1982 par l'Institut National des Sciences de l'Univers, a été le premier a installer un réseau mondial utilisant les stations sismiques numériques. Ce réseau compte actuellement 25 stations en fonctionnement dans le monde entier. D'autres réseaux numériques sont depuis apparus : le réseau Iris mis au point par les États-Unis, et d'autres installés par l'Allemagne, l'Italie et le Japon.

B- Le sismographe.

Le sismographe est un appareil destiné à enregistrer les mouvements du sol associés au phénomène sismique. Il peut être aussi utilisé pour mesurer les variations de la pesanteur ou l'inclinaison du sol, par exemple sur les pentes d'un volcan. Un sismogramme comprend : un capteur, un amplificateur, en enregistreur et une base de temps (horloge).

Les mouvements du sol sont très variables en amplitude et en période, selonla nature de la source, la distance épicentrale, la nature de l'onde enregistrée. Le sismographe peut êtrrre considéré comme un filtre, avec un gain et un déphasage dépendant tous les deux de la période. Les fréquences observées sont très variées : au dela de 100 Hz : certaines vibrations undustrielles ; de 100 à 10 Hz : agitation industrielle et urbaine, explosions et séismes très proches ; de 10 à 1Hz : explosions lointaines, séismes proches ; de 1 à 0,1 Hz : agitation naturelle permanente, ondes P et S des séismes lointains ; de 0,1 à 0,01 Hz : ondes de surface directes ; de 0,01 à 0,001 Hz : ondes de surface ayant effectué pluseurs tours du globe ; en-deça de 0,001 Hz : vibrations propres de la Terre.

Il est clair que seule la proximité des sources permet d'observer des hautes fréquences. Tout se passe comme si celles-ci se trouvaient très rapidement atténuées au fur et à mesure que croît la distance d'observation.

Le problème essentiel que l'on a à résoudre est de mesurer les mouvements du sol par rapport à un repère fixe. Or tout capteur posé sur le sol se déplacera en même temps que lui. Cependant, le principe de l'inertie stipule que tout corps au repos a tendance à y rester.

Le capteur est donc composé d'un bâti indéformable lié au sol et d'une masse pesante mobile par rapport au bâti (pendule). On remarquera que le stylet se déplace en sens inverse du déplacement du sol. De plus, lorsque le stylet se sera déplacé vers son maximum d'amplitude, il est évident que les forces de rappel du pendule créeront des oscillations qui peuvent être gênantes car elles peuvent masquer les mouvements ultérieurs du sol. Pour réduire ces oscillations, il faut amortir le système.

Dans la théorie du sismographe, on se place dans le cas de petits mouvements. On fera le bilan des différentes forces en présence et on appliquera le principe fondamental de la dynamique.

En général, un capteur posséde un seul degré de liberté : il enregistrera la composante du sol dans une seule direction. Pour avoir le déplacement total, il faudra trois capteurs : un capteur vertical (Z) et deux capteurs horizontaux.

C- Le sismogramme.

Pour uns station sismologique installée en un site calme, la sensibilité des capteurs est limitée par l'agitation microsismique, plus élevée en hiver qu'en été et le jour que la nuit. Typiquement, son ordre de grandeur est le nanomètre ; cela peut être parfois beaucoup plus.Quand on observe des sismogrammes pour différentes distances épicentrales, on s'aperçoit qu'à courte distance le signal est beaucoup plus riche en hautes fréquences. A mesure que l'on s'éloigne de la source, la durée du sismogramme augmente et les signaux comportent moins de hautes fréquences.D'une façon générale, l'aspect du sismogramme varie avec la nature du séisme (tectonique, volcanique, induit, explosion), la profondeur du foyer, la distance épicentrale, la nature du sous-sol de la station, les caractéristiques du sismographe (période propre, composante verticale ou horizontale).Dépouiller un sismogramme consiste y à lire avec le maximum de précision (parfois le centième de seconde est possible) des changements d'amplitude et/ou fréquence. Chaque temps correspond à l'arrivée d'une phase c'est-à-dire soit à l'arrivée d'ondes de nature différentes (ondes de compression, ondes de cisaillement, ondes guidées), soit à des trajets différents à l'intérieur du globe (ondes directes, ondes réfractées, ondes réfléchies, ondes réfléchies multiples, etc.). Interpréter un sismogrammeconsiste à déterminer la nature des phases observées.La lecture des temps d'arrivée des phases permet de déterminer les paramètres du séisme : coordonées de l'épicentre, profondeur focale h, heure origine H0. De nombreux centres régionaux, nationaux ou mondiaux procèdent à des localisations rapides. La localisation la plus précise est sensée être celle de l'ISC (International Seismological Centre), qui n'est disponible que de nombreux mois après, lorsque toutes les informations ont été compilées au niveau mondial.Le dépouillement des phases en de nombreuses stations situées à des distances épicentrales différentes permet de tracer l'hodochrone (courbe temps-distance, ou dromochronique des prospecteurs).

iii. Intensité d'un séisme .

L'intensité d'un séisme dépend d'un lieu d'observation des effets causés par le séisme, qu'ils soient seulement observés ou ressentis par l'homme ou qu'ils aient causés des dégâts plus ou moins imprtants aux constructions. Elle décroît généralement lorsqu'on s'éloigne de l'épicentre du séisme mais varie aussi selon la structure géologique. Une forte intensité est souvent associée à des zones de roches molles (sable, vase, argile et remblais), alors qu'on note une faible intensité dans des zones de roches plus solides (grès).

Pour un séisme donné, on donne souvent uniquement l'intensité à l'épicentre, la plus forte généralement. Plusieurs échelles d'intensité ont été définies. Les plus utilisées sont l'échelle de Mercalli qui date de 1902 et l'échelle MSK créée en 1964. Ces 2 échelles comportent 12 degrés notés généralement en chiffre romains. Le nombre de victime n'est jamais pris en compte dans ces évaluations car il dépend non seulement de l'intensité, mais du type local de construction, de la densité de population et de l'heure du séisme.

Traditionnellement, l'utilisation des échelles d'intensité se fait surtout au moyen d'une enquête à l'aide de questionnaires et d'une visite sur le terrain réalisée immédiatement à la suite du séisme. Avec l'intérêt croissant pour les séismes anciens depuis le milieu des années 1970, on a de plus en plus employé les échelles d'intensité comme des outils appliqués à des documents écrits de nature extrêmement hétérogène.

A- Echelle d'intensité macrosismique.

Les différents degrés d'intensité peuvent également comprendre les effets de degré(s) respectif(s) d'intensité plus faible, lorsque ces effets ne sont pas mentionnés explicitement.

Degré	Secousse	Observations
I	Imperceptible	Effets sur les humains		Non ressentie, même dans les circonstances les plus favorables
		Effets sur les objets et la nature		Sans effet
		Dégâts sur les bâtiments		Aucun dégât
II	Rarement perceptible	Effets sur les humains		La secousse n'est ressentie que dans des cas isolés (<1%) par des personnes au repos dans des positions particulièrement réceptive, à l'intérieur des habitations
		Effets sur les objets et la nature		Sans effet
		Dégâts sur les bâtiments		Pas de dégâts
III	faible	Effets sur les humains		La secousse est ressentie à l'intérieur des habitations par quelques personnes. Les personnes au repos ressentent une oscillation ou léger tremblement
		Effets sur les objets et la nature		Les objets suspendus oscillent légèrement
		Dégâts sur les bâtiments		Aucun dégât
IV	Largement observée	Effets sur les humains		La secousse est ressentie à l'intérieur des habitations par de nombreuses personnes et n'est ressentie à l'extérieur que par un petit nombre. Quelques dormeurs sont réveillés. Le niveau des vibrations n'est pas effrayant. Les vibrations sont modérées. Les observateurs ressentent un léger tremblement ou une légère oscillation du bâtiment, de la pièce ou du lit, de la chaise, ...
		Effets sur les objets et la nature		La porcelaine, les verres, les fenêtres et le portes vibrent. Balancement des objets suspendus. Dans quelques cas, secousses visibles du mobilier léger. Les menuiseries craquent dans quelques cas.
		Dégâts sur les bâtiments		Aucun dégât
V	Fort	Effets sur les humains		La secousse est ressentie à l'intérieur des habitations par la plupart des personnes et à l'extérieur par quelques personnes. Quelques personnes effrayées se précipitent dehors. Réveil de la plupart des dormeurs. Les observateurs ressentent une forte secousse ou une forte oscillation de l'ensemble du bâtiment de la pièce ou du mobilier
		Effets sur les objets et la nature		Balancement important des objets suspendus. La porcelaine et les verres s'entrechoquent. De petits objets, des objets dont le centre de gravité est élevé et/ou qui sont mal posés peuvent se déplacer ou tomber. Des portes ou des fenêtres s'ouvrent ou se ferment. Dans quelques cas, des vitres se brisent. Les liquides oscillent et peuvent être projetés hors des récipients pleinse. Les animaux deviennent nerveux à l'intérieur.
		Dégâts sur les bâtiments	Degré 1	Bâtiments en maçonnerie	Dégâts negligeables à légers	Fissures capillaires dans très peu de murs. Chute de petits débris de plâtre uniquement . Dans de rares cas, chute de pierres descellées provenant des parties supérieures des bâtiments
				Bâtiments en béton armé		Fissures fines dans le plâtre sur les parties de lo'ssature ou sur les murs à la base. Fissures fines dans les cloisons et les remplissages
VI	Dégâts légers	Effets sur les humains		Secousse ressentie par la plupart des eprsonnes à l'intérieur des habitations et par de nombreuses personnes à l'extérieur. Quelques personnes perdent leur sang froid. De nombreuses personnes effrayées se précipitent dehors
		Effets sur les objets et la nature		De petits objets de stabilité moyenne peuvent tomber et le mobilier peut être déplacé. Dans certains cas, bris de vaisselle et de verres. Les animaux d'élevage (même à l'extérieur) peuvent s'affoler
		Dégâts sur les bâtiments	Degré 2	Bâtiments en maçonnerie	Dégâts modérés	Fissures dans de nombreux murs. Chute de grands morceaux de plâtre. Effondrement partiel des cheminées.
				Bâtiments en béton armé		Fissures dans les structures de types portiques et dans les structures avec murs. Fissures dans les cloisons et les murs de remplissage, chute de revêtements friable et du plâtre. Chute du mortier aux jonctions entre les panneaux des murs
VII	Dégâts	Effets sur les humains		La plupart des personnes sont effrayées et eassaient de se précipiter dehors. De nombreuses personnes éprouvent des difficultés à se tenir debout, en particulier aux étages supérieurs
		Effets sur les objets et la nature		Les meubles sont déplacés et les meubles dont le centre de gravité est élevé peuvent se retourner. Les objets tombent des étagères en grand nombre. Les récipients, les réservoirs et les piscines débordent
		Dégâts sur les bâtiments	Degré 3	Bâtiments en maçonnerie	Dégâts sensibles à importants	Fissures importantes dans la plupart des murs. Les tuiles des toits se détachent. Fractures des cheminées à la jonction avec le toit, défaillance d'éléments nons structuraux séparés
				Bâtiments en béton armé		Fissures dans les poteaux et dans les noueds à la base de l'ossature et aux extrémités des linteaux des murs avec des ouvertures. Ecaillage du revêtement de béton, flambement des barres d'armatures longitudinale. Fissures importantes dans les cloisons et les murs de remplissage, défaillance de certains panneaux de remplissage.
VIII	Dégâts importants	Effets sur les humains		La plupart des personnes éprouvent des difficultés à se tenir debout, même dehors
		Effets sur les objets et la nature		Les meubles peuvent se renverser. Des objets comme les télévisurs, les machines à écrire,... tombent par terre. Possibilités de déplacement, de rotation ou de renversement des pierres tombales. On peut observer des vagues sur un terrain très mou.
		Dégâts sur les bâtiments	Degré 4	Bâtiments en maçonnerie	Dégâts très importants	Défaillance sérieuse des murs, défaillance structurale partielle des toits et des planchers
				Bâtiments en béton armé		Fissures importantes dans les éléments structuraux avec défaillance en compression du béton et rupture des barres à haute adhérence, perte de l'adhérence barres-béton, basculement des poteaux. Ecroulement de quelques poteaux ou d'un étage supérieur.
IX	Destructions	Effets sur les humains		Panique générale. Des personnes peuvent être projetées au sol
		Effets sur les objets et la nature		De nombreux monuments et colonnes tombent ou sont vrillés. On peut observer des vagues sur un terrain mou
		Dégâts sur les bâtiments	Degré 5	Bâtiments en maçonnerie	Destruction	Effondrement total ou presque total
				Bâtiments en béton armé		Effondrement total du rez-de-chaussée ou de parties de bâtiments
X	Destructions importantes	Dégâts sur les bâtiments		Beaucoup de constructions s'effondrent
XI	Catastrophe	Dégâts sur les bâtiments		La plupart des constructions s'effondrent
XII	Catastrophe généralisée	Dégâts sur les bâtiments		Pratiquement toutes les structures au-dessus et au-dessous du sol sont gravement endommagées ou détruites

B- Courbe de dégâts.

Les anciennes échelles d'intensité traitaient en général des dégâts d'une manière limitée en indiquant qu'à partir d'une certaine intensité, les bâtiments subissaient un certain type de dégâts, d'où une uniformité dans la distribution des dégâts. En règle générale, pour les degrés d'intensité auxquels les dégâts apparaissent, on observe une progression linéaire des dégâts. Si l'étendue des dégâts est la même, pour chaque augmentation d'une classe de la vulnérabilité, l'attribution de l'intensité résultante croît également d'un degré. Ces schémas d'augmentation des dégâts en fonction de l'accroissement de l'intensité sont déduits des distributions statistiques observées des dégâts structuraux et non structuraux. Bien que l'on puisse rencontrer dans certains cas exceptionnels des distributions de dégâts irrégulières, on doit s'attendre avec une forte probabilité à ce que toute distribution de dégâts que l'on peut rencontrer sur le terrain pour une intensité particulière corresponde à celle décrite ici.

Dans un cas idéalisé, on peut considérer que la distribution des dégâts des bâtiments de même vulnérabilité, soumis à la même intensité, est une distribution normale autour de la moyenne des dégâts du degré. De même que les degrés de dégâts définis représentent des points discrets sur une fonction de dégâts continue, de même les degrés de l'échelle d'intensité représente des paliers discernables dans une fonction hypothétique, plus continue, de la secousse. On peut donc imaginer de même, dans un cas idéalisé, que lorsque l'intensité augmente, la distribution des dégâts est translatée vers des points de plus en plus élevés de la fonction de dégâts tout en gardant l'essentiel de sa forme.

Toutefois, comme la fonction de dégâts présente des limites supérieure et inférieure, la forme de la distribution des dégâts doit changer lorsque l'on se rapproche de ces bornes. Ainsi, aux faibles intensités, on observe une déformation de la courbe normale aux degrés de faibles dégâts, car l'essentiel de la distribution s'accumule au point représentant l'absence de dégâts, les degrés de dégâts négatifs étant impossibles. Et de même, pour les intensités élevées, on observerait de manière idéale une déformation de la courbe normale aux degrés de dégâts élevés, car l'essentiel de la distribution s'accumule au point représentant l'effondrement complet, point qui ne peut pas être dépassé.

 

La définition ou la description des degrés d'intensité dans l'échelles sont obtenues en choisissant un ou deux point d'intersection particuliers sur les courbes correspondant à chacune des classe de vulnérabilité, points où la courbe coupe un degré de dégâts donné.

Les résultats statistiques des études de dégâts peuvent fournir la clé permettant d'introduire de nouveaux types de bâtiments et détablir une meilleur corrélation entre des types de bâtiments particuliers et les classes de vulnérabilité les plus vraisemblables ou les plus probables.

C- Limitation des échelles à douze degrés.

L'intensité 1 signifie "non ressenti" et l'intensité 2 est si faible qu'elle n'est généralement pas relatée et elle est donc rarement utilisée. A l'autre extrémité de l'échelle, l'intensité 12 est définie comme les effets maximaux concevables non nécessairement observables lors d'un tremblement de terre. Les intensités 10 et 11 sont difficiles à distinguer dans la pratique et l'intensité 11 est donc rarement utilisée. Ainsi, "l'intervalle pratique" de toutes ces échelles a tendance généralement à s'étendre de l'intensité 3 à l'intensité 10.

D- L'hypothétique degré manquant de l'échelle MSK.

Si l'échelle MSK était non linéaire à cause de l'absence d'un degré entre les intensités 6 et 7, ce point apparaîtrait très clairement lors d'une étude des cartes isoséistes. Toutes ces cartes présenteraient un écart spatial disproportionné entre les courbes isoséistes 6 et 7 MSK, par rapport à l'écart entre les courbes 5 et 6 MSK et les courbes 7 et 8 MSK. En 30 ans d'utilisation de l'échelle MSK, personne n'a mis en évidence un problème de cette nature. L'échelle, telle qu'elle est définie, doit donc bien être linéaire.

Si l'on considère la secousse du sol comme un paramètre physique, ou plutôt, comme une combinaison de paramètres physiques (accélération, vitesse, déplacement et durée), on peut imaginer qu'il existe un continum complet de valeurs possibles, allant de l'absence de secousse au mouvement sismique maximum crédible. Comme l'intensité est d'une certaine manière une équivalence de ces mesures combinées de secousses du sol, elle possède également un intervall continu hypothétique allant de l'absence d'effets aux effets maximaux possibles. Toutefois, l'intensité ne peut pas être définie comme un paramètre continu. Pour des questions de robustesse, elle est discrétisée selon des valeurs entières. Cela signifie l'attribution de valeurs au minimum et au maximum et la définition d'un certain nombre de points espacés régulièrement entre ces 2 extrémités, où l'on puisse décrire clairement la gravité des effets. Il est évident que la nature ne suit pas les description dans l'échelle d'intensité sous la forme de paliers ; il serait absurde d'imaginer que dans la réalité, les effets au voisinage de l'épicentre devraient suivre exactement la descritpion d'une intensité 8 sur une certaine distance, puis décroîtraient de manière brusque pour passer à la description de l'intensité 7, et ainsi de suite.

Le nombre de divisions et leurs positions doivent répondre à deux critères : d'abord, elles doivent être régulièrement espacées et, en second lieu, se distinguer l'une de l'autre dans la pratique. L'expérience sur l'ensemble du vingtième siècle semble montrer que le nombre optimum de degrés que l'on peut discriminer en pratique tout en conservant un espacement régulier est de douze. Certains chercheurs dans des circonstances particulières, notamment lorsqu'ils travaillent sur des données historiques, ont trouvé qu'un nombre moins important de degrés serait optimal, mais dans la plupart des études modernes, les échelles à douze degrés ont prouvé qu'elles fonctionnaient bien.

Toutefois, il ne faut pas en conclure que l'on ne pourrait pas distinguer des divisions intermédiaires, en particulier dans les cas où interviennent certains effets de seuil. Cependant, le fait qu'il soit plus facile de définir un tel degré intermédiaire dans une partie de l'échelle que dans une autre partie n'est d'aucune utilité. Il n'y a aucun intérêt à avoir un degré supplémentaire qui ne soit pas linéaire par rapport au reste de l'échelle.

Pour des raisons pratiques, les 12 degrés d'intensité devraient suffir et il est recommandé aux utilisateurs de ne pas perdre de temps à essayer d'interpoler des valeurs intermédiaires, même dans les cas où il serait possible de faire une discrimination entre ces paliers. La pratique la plus simple et la plus robuste consiste à arrondir vers la valeur inférieure toutes les intensités fractionnaires pour obtenir une valeur entière correcte de l'intensité.

iv. Magnitude d'un séisme .

L'évaluation de l'énergie libéré lors d'un tremblement de terre est très difficile à réaliser et a donné lieu à maints calculs théoriques. en 1935 richter en fit une évaluation empirique instrumentale, il proposa, pour caractériser l'importance des séismes de Californie, une échelle de magnitude simple. Elle est basée sur le logarithme décimal de l'amplitude maximale d'oscillation d'un sismomètre standard, mesurée en microns, qui serait placé à 100 km de l'épicentre. Des abaques, obtenues par comparaison, permettent de ramener à la distance standard de 100 km l'amplitude des oscillations observées. En fait cette échelle "californienne", dépendante du type d'instrument, n'est appropriée que pour des séismes proches et superficiels et doit être adapté pour être utilisée dans d'autres régions. On parle donc maintenant de magnitude locale de Richter (Ml). En pratique Ml représente une mesure de l'amplitude de l'onde S à des distances faibles. A des distances supérieures à 1000 km, il n'est plus possible d'utiliser la magnitude locale et diverses autres formes ont été définies à partir de l'amplitude des ondes P ou S (Mb) ou pour les grandes distances à partir des ondes de surface (Ms). Dans les cas de très forts séismes, la saturation des échelles peut conduire à des écarts importants entre Mb et Ms. De ce fait, pour rendre compte des grands séismes, on a défini plus résemment, la magnitude Mw, dite Magnitude de Moment basée sur le moment sismique, quantité plus représentative de l'intensité à la source. Utilisée maintenant en routine par les sismologues, elle a été ajustée pour être compatible avec les autres échelles de magnitude et a impliqué une réévaluation de la magnitude des plus gros séismes.

Malgré ses imperfections, la magnitude locale de Richter a représenté un progrès majeur permettant de classer les séismes. En effet, alors que l'intensité varie avec la distance à la source, la magnitude reflète l'énergie libérée indépentamment de la profondeur du séisme, de la distance et des dégâts subis. Du fait de sa forme logarithmique, la formule de Richter implique qu'un séisme de magnitude 7 est dix fois plus intense qu'un séisme de magnitude 6, cent fois plus fort qu'un séisme de magnitude 5,... Les dommages commencent à l'épicentre pour Ml=4,5 ; le niveau Ml = 7,5 marque la limite inférieure des grands tremblements de terre. L'échelle de Richter donne Ml=8,9 pour les plus grands tremblements de terre connus. Gutenberg et Richter ont montré que la fréquence des tremblements de terre décroît très vite en fonction de l'augmentation de la magnitude. L'énergie développée est liée à la magnitude par une autre formule logarithmique.

Gutenberg et Richter estiment à 10^25 ergs l'énergie totale libérée par an par les séismes. Cela ne représente, cependant, qu'environ le millième de la chaleur radiée par le manteau. Plus de 80% de cette énergie "sismique" correspond aux tremblements de terre de magnitude supérieure à 7,9.

En conclusion, l'échelle des magnitudes a l'avantage d'être directement liée au phénomène et à l'énergie qui en résulte. En revanche, les échelles d'intensité de type MSK autorisent une "sismologie historique" en permettant l'analyse des séismes anciens et la réalisation de cartes isosismiques à partir des archives et documents qui les relatent. Enfin dans une optique géologique, les études des structures sédimentaires assoicées aux séismes permettent de connaître la paléosismicité d'une région. Cette approche est fonctionnelle au moins pour le Quaternaire.

 

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