UE Méthodes Zoom Géophysiques 1/2. SISMOLOGIE: Méthodes, utilisations

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Yves Drapeau
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1 S STE UE Méthodes Zoom Géophysiques 1/2 Responsable pédagogique: France FLOCH Jacques DEVERCHERE SISMOLOGIE: Méthodes, utilisations Introduction: - Différence entre sismique et sismologie? Heures en présentiel: 6h CM, 3h TP Les séismes, comment et pourquoi les étudier? - 1. Séisme = danger! Evaluer le phénomène sismique - Ondes sismiques - Localisation des séismes - Importance des séismes: magnitudes, intensité - Se prémunir des effets: la prévention - 2. Des ondes qui se propagent -> la structure interne du Globe - Lois de vitesse - Tomographie sismologique - 3. Des forces qui agissent et déforment les roches - Du mécanisme au foyer à la contrainte déviatorique - Les liens avec la tectonique des plaques 2h CM + 1h30 TP 1h30 CM + 0h30 TP 1h30 CM + 1h TP Planches du Cours en PDF: récupérables sur Onglet: enseignements Puis: Licence 2 1

2 S STE Plan/2 1. Evaluer les séismes A. Introduction: Pourquoi des séismes? B. Les ondes sismiques C. La mesure sismologique D. La localisation des séismes E. La magnitude F. L intensité G. Se prémunir des effets: la prévention Jacques DEVERCHERE 1. Evaluer les Zoom séismes 1/2 A. Introduction: Pourquoi des séismes? Des plaques qui bougent, donc des contraintes, donc Seuil de plasticité DEFORMATION ELASTIQUE: Déformation réversible Rupture Séisme: rupture d une roche cassante (près du seuil de plasticité) DEFORMATION PLASTIQUE: Déformation non réversible Plus de relation linéaire entre déformation et contrainte À dessiner Séisme = rupture relâchement des contraintes accumulées 2

3 Séisme relâchement des contraintes accumulées Le modèle: Ried, 1908 Période intersismique Période cosismique D après Larroque et Virieux (2001) Chargement élastique -> Notions de «cycle» sismique, récurrence SEISME: Chute de contrainte Libération de l énergie sismique accumulée B. Les ondes sismiques Les ondes sismiques : ondes de volume Ondes P Polarisation longitudinale direction de propagation Ondes S Polarisation transversale direction de propagation 3

4 B. Les ondes sismiques Les ondes sismiques : Ondes de surface Ondes de Love Ondes de Rayleigh B. Les ondes sismiques L ébranlement sismique se propage sous forme d ondes sismiques élastiques à l intérieur de la Terre Trajet des ondes: des noms Pour les reconnaître source 3 sortes de séismes selon la profondeur du foyer h : - Les séismes superficiels : h < 50 km récepteur - les séismes intermédiaires : 50 km < h < 300 km - les séismes profonds : 300 km < h < 700 km Larroque et Virieux (2001). Figure modifiée. 4

5 C. La mesure sismologique L instrument: le sismographe Mesure de 3 composantes : Le capteur: le sismomètre L enregistrement: le sismogramme Nord-Sud Est-Ouest Verticale Exemple Etude de l extension active dans une chaîne de montagne (Cordillère Blanche, Pérou) «Extension crustale dans un contexte de convergence de plaques: Exemple des Andes du Pérou central contraint par des données sismotectoniques» Déverchère et al., 1989 Batholithe: granodiorite, L ~200 km, ~8 Ma 5

6 Pratique de la sismologie de terrain Louis Dorbath Michel Diament C. La mesure sismologique Mesure de 3 composantes : Nord-Sud Est-Ouest Verticale Composition du sismographe traditionnel (pendules mécaniques): capteur mécanique, amplificateur, enregistreur, horloge Mesure: Les capteurs sismologiques mesurent le mouvement du sol en un point à la surface de la terre ou dans des puits peu profonds : ce sont des systèmes oscillants. 3 mesures possibles: Déplacement du sol, vitesse du mouvement (vélocimètres) ou accélération du mouvement (accéléromètres) Sismomètres récents: sismomètres électromagnétiques composés d'un pendule auquel est liée une bobine d'induction qui se déplace dans un champ magnétique -> signal électromagnétique amplifié électroniquement, transformé en courant électrique et enregistré sous forme numérique et/ou graphique. Besoin: système d'amortissement, nécessaire pour obtenir une bonne restitution du mouvement du sol. Grande dynamique: «large bande» Principes physiques nouveaux: capillarité, etc Un sismomètre L-4-3D construit par Mark Products, Inc. Voir: Un constructeur européen: Voir: 6

7 Les Réseaux Mondiaux - nationaux - régionaux - locaux Exemple: Partie I : Les tremblements de terre et leurs effets J. Albaric, Janvier 2007 Les Réseaux Mondiaux - nationaux régionaux - locaux 7

8 À dessiner D. La localisation Station Sismogramme X A h D Temps (s) Données utilisées: temps d arrivée des ondes aux stations -> il faut Inconnues: latitude, longitude, profondeur, temps origine Théoriquement: 4 temps d arrivée nécessaires D = distance hypocentrale h = Profondeur du séisme X = Distance épicentrale tp = to + D/Vp Méthode simple: on utilise 3 écarts ts - tp Partie I : Les tremblements de terre et leurs effets J. Albaric D. La localisation (on s affranchit de to par différence) (On utilise une valeur moyenne de D Vp et Vp/Vs) Vp =? D Vp/Vs =? D 8

9 Pratique: 3 stations, 3 Zoom valeurs de 1/2 ts - tp d 3 d 2 d = (t s t P ) 1 1 V S V P d 1 -> RESEAU Exemple de localisation par des stations lointaines 9

10 E. La magnitude: Mesure quantitative de la «force» d un séisme - valeur calculée traduisant l énergie du séisme, - indépendante du lieu d'observation, - indépendante des témoignages de la population. MAGNITUDE = Fonction continue, qui peut être négative ou positive et qui en théorie n'a pas de limites Notion introduite en 1935 par l'américain Charles Francis Richter pour les séismes locaux californiens afin d'estimer l'énergie libérée au foyer d'un tremblement de terre et de pouvoir ainsi comparer les séismes entre eux. Lors de la rupture (au foyer d'un tremblement de terre), la plus grande partie de l'énergie se dissipe sous forme de chaleur. Une partie seulement se propage au loin sous forme d'ondes élastiques. La magnitude (dite parfois «de Richter») mesure l'énergie émise sous forme d'ondes élastiques. E. La magnitude Les différents «types» de magnitude La magnitude locale M L (Richter): M L = loga + B A (en mm) est l amplitude maximale mesurée avec un sismographe Wood Anderson, B la correction de la distance La magnitude de surface M s : utilisée pour les séismes lointains, dits téléséismes, dont la profondeur est inférieure à 80 km. Elle se calcule à partir de l'amplitude des ondes de surface. La magnitude de volume m b : définie pour tous les téléséismes et en particulier pour les séismes profonds, car ceux-ci génèrent difficilement des ondes de surface. Elle est calculée à partir de l'amplitude de l'onde P. La magnitude de moment M w (Kanamori) : définie pour les forts séismes. M w = 2/3 x log( M 0 ) 6 avec M 0 =µ. S. D Mo est le moment sismique (en N.m), µ la rigidité du milieu(en N.m -2 ), D le déplacement moyen sur la faille (en m) et S la surface de la faille (en m 2 ). 10

11 Pour Ms et mb: Relations empiriques Les lois d échelle: espace (M-S) Log(S) À dessiner Sumatra 2004 L Magnitude SOUTH ISLAND OF NEW ZEALAND 2011 February 21 23:51:43 UTC (Voir site USGS) 11

12 S STE Plan/2 1. Evaluer les séismes A. Introduction: Pourquoi des séismes? B. Les ondes sismiques C. La mesure sismologique D. La localisation des séismes E. La magnitude F. L intensité G. Se prémunir des effets: la prévention Jacques DEVERCHERE F. L intensité: Mesure des effets d un séisme L'intensité d'un séisme : définie en un lieu par les effets produits par ce séisme, qu'ils soient seulement observés ou ressentis par l'homme (réveil, chute d'objets, fissures...) ou qu'ils aient causés des dégâts plus ou moins importants aux constructions. Magnitude! Contrairement à la magnitude, l'intensité dépend du lieu d'observation des effets causés par le séisme. Elle décroît généralement lorsqu'on s'éloigne de l'épicentre du séisme mais varie aussi selon la structure géologique. Important pour sismicité historique, calcul de l aléa sismique 12

13 F. L intensité: Mesure des effets d un séisme Les degrés d'intensité de l'échelle macrosismique européenne (EMS): I Secousse imperceptible II Secousse à peine perceptible III Secousse faible. La secousse est ressentie à l'intérieur des habitations par quelques personnes. IV Secousse largement observée. La secousse est ressentie à l'intérieur des habitations par de nombreuses personnes. Personne n'est effrayé. V Réveil des dormeurs. Réveil de la plupart des dormeurs. Balancement important des objets suspendus. VI Frayeur. De nombreuses personnes effrayées se précipitent dehors. De nombreuses constructions classiques subissent des dégâts mineurs, quelques-unes subissent des dégâts modérés. VII Dommages aux constructions. La plupart des personnes se précipitent dehors. Les dommages aux bâtiments sont nombreux, à des degrés divers. VIII Destruction de bâtiments. Forte panique. Les dommages aux bâtiments sont généralisés, allant parfois jusqu'à la destruction totale. IX Dommages généralisés aux constructions. Panique générale. Nombreuses destructions de bâtiments. X Destructions générales des bâtiments. Même les bâtiments bien construits commencent à subir d'importants dommages. XI Catastrophe. Dommages sévères même aux bâtiments bien construits, aux ponts, barrages et voies de chemin de fer. Les grandes routes deviennent inutilisables. XII Changement du paysage. Pratiquement toutes les structures sont gravement endommagées ou détruites. (D après J. Lambert, Les tremblements de terre en France, BRGM) Exemples de courbes isoséistes Séisme historique récent: Lambesc, 11 juin 1909, Mw 6.4 (estimation) Séisme instrumental: Hennebont, 30 septembre 2002, Mw

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