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GENIE SISMIQUE ET PARASISMIQUE
Pr . Ali ESSAHLAOUI
Année 2014- 2015
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INTRODUCTION
Les pertes en vies humaines, destruction du patrimoine historique, ruine partielle ou
totale des habitations, disparition des outils de production à cause de
l’endommagement des installations industrielles, dégradation de l’économie sur le
plan régional ou national sont autant d’aspects qui mettent en évidence l’enjeu de la
prévention parasismique.
Il est certain qu’on ne peut pas anéantir l’effet d’un tel événement ; mais par
contre ; il est possible de réduire les dommages qu’il peut causer et ce par une
conception adéquate des constructions.
L’intensité des forces sismiques agissent sur un bâtiment lors d’un tremblement de
terre est conditionnée non seulement par les caractéristiques du mouvement
sismique, mais aussi par la rigidité de le structure.
Toutefois, faire la conception d’une structure pour résister aux tremblements de
terre doit représenter un équilibre entre les considérations économiques et de
sécurité.
La protection parasismique des bâtiments constitue une prévention efficace contre
les effets des tremblements de terre car plus de 90 % des pertes en vies humaines
sont dus à l'effondrement d'ouvrages.
Les enseignements tirés des tremblements de terre passés montrent que les
dommages graves aux constructions sont en grande partie directement imputables à
des choix peu judicieux, erreurs ou négligences commis par les concepteurs de
projet à divers niveaux : implantation du bâtiment, parti architectural, parti
constructif, avant-projet, projet d'exécution.
On ne peut prédire les tremblements de terre. en revanche, on peut réduire les dommages par
la réhabilitation préventive des bâtiments jugés vulnérables.
Là où il y a eu des tremblements de terre dans le passé, il y en aura d’autres dans le futur.
Le risque sismique (aléa + vulnérabilité) peut avant tout être réduit grâce à une
prévention ciblée, qui permet d'assurer une construction parasismique des
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nouveaux ouvrages et une réduction du risque sismique lors de modifications
d'ouvrages existants à l'aide de mesures adaptées.
Les objectifs sont les suivants:
protéger les personnes contre l'effondrement des ouvrages,
limiter les dégâts aux ouvrages,
garantir le fonctionnement des ouvrages importants en cas d'événement
limiter les dommages consécutifs (incendies, pertes de production, etc.)
Au maroc, après l’effet traumatique des séismes d’Al Hoceima et d’Agadir, il était
nécessaire que le Maroc développe sa politique de construction par les expériences
vécues par d’autres pays et surtout ceux présentant une activité sismique
préjudiciable et des conditions socio-économiques similaires.
Pour comprendre ce phénomène, et construire de manière parasismique, il est
obligatoire de connaître des notions fondamentales sur :
La sismologie et la tectonique des plaques
Origine du séisme
Caractéristiques d’un séisme (appareillages et mesures et intensité ; etc.)
Effets directs et indirects du séisme,
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Effet du site et zonage sismique
Interaction sol structure
Analyse de risques sismiques
Par la suite aborder
Conception des structures dans les zones sismiques
Réponse des structures aux sollicitations sismiques
Analyse directe avec un accélérographe
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NOTIONS DE SISMOLOGIE APPLIQUEE A L’USAGE DES INGENIEURS EN GENIE CIVIL
INRODUCTION
La sismologie ou séismologie, étudie les séismes (tremblements de terre) et plus
généralement la propagation des ondes à l'intérieur de la Terre
Les tremblements de terre ou séismes ont de tout temps terrorisé les populations qui vivent
dans certaines zones du globe. Ils peuvent dévaster une région entière et sinistrer des dizaines
voire des centaines de milliers de personne.
Ils représentent ainsi le risque naturel majeur le plus meurtrier et qui cause le plus de dégâts.
De 1994 à 2007, les séismes ont fait plus de 200 000 victimes dans le monde.
Pour une bonne compréhension du phénomène sismique, on doit tout d’abord passer en revue
la structure interne du globe terrestre ainsi que la théorie de la tectonique des plaques qui
permet depuis plusieurs dizaines d’années d’expliquer la cause des séismes.
Objectifs de la sismologie
1. Identification des sources sismiques pouvant concerner le site à construire. Estimation
de l'énergie sismique pouvant arriver sur le site (Estimation de l'aléa sismique
régional) ;
2. Connaissance du comportement prévisible du site sous l'effet des séismes régionaux
possibles (Estimation de l'aléa sismique local) ;
3. Maîtrise de la réponse potentielle des bâtiments, viabilités et équipements aux
mouvements prévisibles du sol ;
4. Adoption de politiques de mitigation (allégement !!) du risque sismique ;
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Photos : Photos du Seisme d’Agadir au Maroc le 29 février 1960 à 23h40 tuant plus de
12 000 personnes. La secousse dura15 secondes et était d'une magnitude de 5,7 sur
l'échelle de Richter.
7
.
Photos du Seisme d’Al Hoceima au Maroc (mardi 24 février 2004 dans la province d'Al
Hoceima (nord-est) à 02 h 27 GMT)
Le séisme a fait 628 morts plus de 926 blessés et15 230 sans abri. Ce tremblement de terre
aurait causé l'effondrement de 2 539 maisons dont 2498 en milieu rural
Photos : autres effet des seismes dans d’autres pays
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Résultats et limites de la sismologie
Les géophysiciens effectuent des recherches pour caractériser la sismicité du globe et tenter
d'établir des lois de comportement ou « modèles » permettant de progresser dans la prévision
des phénomènes et donc dans la prévention des risques.
Si l’on peut assez bien caractériser ce qui peut arriver dans une zone sismique et lui associer
une probabilité de survenance, il n’est pas possible de prédire quand un séisme surviendra/
Ces travaux sont utiles à l'élaboration de stratégies de « protection » contre les séismes pour
les architectes et les ingénieurs en génie Civil.
Ainsi on peut assez bien :
définir la « violence » possible des séismes pouvant survenir sur les failles
sismogènes, c'est à dire leur magnitude ;
établir la manière dont la distance va atténuer l'amplitude des oscillations ;
définir la manière dont un sol ou un site donné va modifier les oscillations qu'il reçoit,
en les amplifiant éventuellement ;
définir la manière dont un sol peut voir ses caractéristiques mécaniques se dégrader
(tassements, éboulements0) de façon inacceptable pour la sécurité des personnes et
activités qui s'y trouvent.
Ce qui permettra d'opérer les bons choix en matière de construction, et en général
d'aménagement du territoire.
2- STRUCTURE INTERNE DU GLOBE (Cours de Géologie générale)
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 ;
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 ;
croûte (ou écorce), qui
compte pour moins de 2% en volume et
qui est solide.
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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.
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.
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Figure : La convection asthénosphérique
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.
3- TECTONIQUE DES PLAQUES
3-1- 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.
Figure : dérive des continents (A. Wegener)
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.
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3-2- Les plaques lithosphériques ou tectoniques
La lithosphère rigide et cassante, est morcelée en en plusieurs fragments appelés « plaques
lithosphériques » ou « plaques tectoniques ». Selon les géologues et géophysiciens, sept
plaques majeures recouvrent la surface terrestre.
Des mouvements de convection au sein de l'asthénosphère rendent mobiles ces plaques, avec
des vitesses de quelques centimètres par an. Ce phénomène, communément appelé la dérive
des continents, entraîne lesdites plaques vers des zones de contact entre ces dernières
(mouvements relatifs de divergence, de convergence ou de coulissage).
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 »
(zone de subduction) 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.
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Figures : Répartition des plaques tectoniques à la surface de la Terre
Figure : Exemples de frontières convergentes 7
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Figure : Schéma d’une collision entre deux plaques Figure La carte montre la progression de la plaque
(cas de la formation de l’Himalaya) indienne au cours des 70 millions d'années passés.
Figure 8 : Exemple d’une faille transformante dans une zone de coulissage (cas de la faille de San Andreas)
Se sont des grandes fractures qui affectent toute l'épaisseur de la lithosphère; on utilise plus souvent le terme
A ces trois types d’interaction, sont associées les trois grandes familles de failles :
La faille normale est divergente (extensive) ;
La faille inverse est convergente (compressive) ;
La faille décrochante est extensive (les axes d’extension et de compression sont dans
le plan horizontal).
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Figure : Représentation schématique des différents types de failles
4- GENERALITES SUR LES SEISMES
4.1. Qu’est ce qu’un séisme ?
Un séisme ou tremblement de terre est la libération brusque d’énergie dans la croûte terrestre,
lorsque le seuil de rupture mécanique des roches en profondeur est atteint. C’est la
conséquence d’une accumulation d’énergie le long de failles, zones de faiblesse de la croûte
où se libère cette énergie. Ce phénomène d’accumulation est cyclique et résulte directement
du mouvement des plaques à la surface de l’asthénosphère, considérée comme ductile.
Le séisme génère à la surface du sol des vibrations pouvant atteindre des amplitudes
centimétriques à décimétriques et des accélérations de quelques centièmes à plusieurs
dixièmes de l’accélération de la pesanteur g, sur des durées qui varient de quelques secondes à
plusieurs minutes.
Le choc principal représente la secousse sismique dont la magnitude est la plus élevée sur
une série d’enregistrement et les répliques sont de faibles secousses qui suivent généralement
un choc principal. Elles peuvent durer quelques jours à quelques mois.
4.2. Quel est le fonctionnement d’un séisme ?
L’explication la plus récente est fournie par la théorie de la tectonique des plaques. Chaque
plaque est épaisse d’environ 80km et se déplace horizontalement par rapport aux plaques
voisines, sur une couche de roches plus ductiles située au niveau du manteau.
Figure : Répartition des séismes à l’échelle planétaire sur la période 1963-1998
Comme la plupart des séismes ont lieu près du bord des plaques, on peut en conclure que
les forces géologiques ou tectoniques qui façonnent le paysage en montagnes, vallées de rifts,
crêtes médio-océaniques et fosses océaniques sont aussi à l’origine des grands tremblements
de terre.
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Ainsi, le rebond élastique était donné actuellement comme cause immédiate des séismes. Les
roches de la croûte terrestre accumulent d’autant plus d’énergie qu’elles sont plus
élastiquement contraintes. Lors d’une rupture de faille, l’énergie élastique emmagasinée dans
les roches est libérée d’une part en chaleur, d’autre part en ondes élastiques. Ces ondes
constituent le tremblement de terre.
4.3. Les séismes selon leur origine
Il est commode de classer les séismes selon leur mode de génération. On distingue ainsi
quatre type de séismes : les séismes d’origine tectonique, ceux engendrés par une activité
volcanique, les séismes d’effondrement et ceux d’origine humaine.
Les séismes d’origine tectonique
Les séismes tectoniques sont de beaucoup les plus communs. Ils se produisent lors de la
rupture soudaine des roches sous l’influence de différentes forces géologiques. Les séismes
tectoniques sont scientifiquement importants parce qu’ils permettent d’étudier l’intérieur de la
terre ; ils ont une importance redoutable, parce que se sont eux qui présentent le plus de
risques.
Les séismes d’origine volcanique
Les séismes volcaniques, sont ceux qui se produisent en même temps qu’une activité
volcanique, séismes et éruptions volcaniques résultent alors tous deux des forces tectoniques
agissant sur les roches et qu’ils ne se produisent pas forcément ensemble.
Les séismes d’effondrement
Ce sont de petits séismes qui se produisent dans des régions au sous-sol présentant des vides ;
des cavernes et de mines. La cause immédiate de la secousse est l’effondrement du toit de la
caverne ou de la mine.
Les séismes d’origine anthropique
ce sont les tremblements de terre engendrés par des explosions programmées (dynamitage,
explosion nucléaire, …). Si l’énergie des ondes sismiques associées à une explosion est
suffisamment forte, il y a projection en l’air des roches superficielles et formation d’un cratère.
Certaines explosions nucléaires ont été assez puissantes pour créer des ondes sismiques
enregistrées dans des stations sismologiques éloignées, avec des amplitudes équivalentes à
des séismes de magnitude 7 sur l’échelle de Richter.
4.4. Les différents séismes selon leur profondeur –Tectonique des plaques
Les séismes n'ont pas une répartition aléatoire à la surface de la planète, mais sont répartis
selon une logique qui vient d’appuyer la théorie de la tectonique des plaques. On retrouve
ainsi la majorité des séismes aux frontières des plaques
Trois classes de séismes se distinguent en fonction de la profondeur où ils se produisent:
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1. les séismes superficiels se produisent en faible profondeur, partout au niveau des
intersections entre les plaques (dorsales médio-océanique et fosses océaniques),
2. les séismes intermédiaires qui se produisent entre quelques dizaines et quelques
centaines de kilomètres de profondeur et se concentrent uniquement au voisinage des
limites convergentes;
3. les séismes profonds qui se produisent à des profondeurs pouvant atteindre les 700km,
soit en pratique la base de l'asthénosphère, et qui se trouvent exclusivement au
voisinage de limites convergentes.
Figure : Répartition mondiale des séismes selon leur profondeur
Zones de convergence de plaques Au niveau des zones de convergence de plaques, les trois classes de profondeur des séismes se distribuent d’une manière particulière
Figure : Répartition des foyers dans une zone de subduction
Zones de divergence des plaques
Au niveau des zones de divergence de plaques, la lithosphère océanique dépasse rarement les 10-15 km d’épaisseur, ce qui fait qu'il ne peut y avoir que des séismes superficiels.
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Figure : Répartition des foyers au niveau d’une dorsale océanique
Séismes intraplaques
Même si la grande majorité des séismes se situe aux frontières de plaques, il n'en demeure pas moins qu'on enregistre de l'activité sismique intraplaque, c'est à dire à l'intérieur même des plaques lithosphériques.
4.5. Quels sont les paramètres d’un séisme ? 4.5.1. Hypocentre et épicentre
Lorsqu'un séisme est déclenché, un front d'ondes sismiques se propage dans la croûte terrestre. On nomme foyer ou hypocentre, le lieu dans le plan de faille où se produit réellement le séisme, alors que la zone épicentrale désigne la portion de surface terrestre à la verticale du foyer. Il s’agit généralement de la zone géographique où le maximum des effets du séisme, sont observés.
Figure : Hypocentre et zone épicentrale d’un séisme
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4.5.2. Les ondes sismiques Les ondes sismiques sont des ondes élastiques qui traversent un milieu sans pour autant
modifier durablement ce milieu. L'impulsion de départ va "pousser" des particules
élémentaires, qui vont "pousser" d'autres particules et reprendre leur place. Ces nouvelles
particules vont "pousser" les particules suivantes et reprendre leur place et ainsi de suite.
Les vibrations engendrées par un séisme se propagent dans toutes les directions. Selon leur
nature, on distingue deux grands types d'ondes émises par un tremblement de terre : les ondes
de volume appelées également ondes de fond qui traversent la Terre et les ondes de surface
qui se propagent parallèlement à sa surface. Elles se succèdent et se superposent sur les
enregistrements des sismomètres. Leur vitesse de propagation et leur amplitude sont
modifiées 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.
Selon leur nature, on distingue deux grands types d'ondes émises par un tremblement de terre:
• les ondes de fond ‘S’ et ‘P’. Elles se propagent à l'intérieur de la terre
• les ondes de surface, qui comprennent les ondes de Love et de Rayleigh.
4.5.2.1. Les ondes ‘P’
Les ondes P ou ondes primaires appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales.
Elles se matérialisent par un mouvement préférentiel d’une particule parallèlement à la
direction de propagation. Le déplacement du sol qui accompagne leur passage se fait par
dilatation et compression successives, parallèlement à la direction de propagation de l'onde.
Ce sont les plus rapides (6 km.s-1 près de la surface) et sont enregistrées en premier sur un
sismogramme.
Elles sont responsables du grondement sourd que l'on peut entendre au début d'un
tremblement de terre.
Figure : Propagation des ondes P
La vitesse de propagation des ondes P est donnée par l'équation suivante :
Où :
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K = module d'incompressibilité, exprimé en Pa. Plus il est élevé, plus il se détend vite,
et plus l'onde se propage vite.
= module de cisaillement (Pa) et rend compte de la résistance du matériau à changer
de forme.
= masse volumique, exprimée en kg/m3
Plus un corps est dense, plus il est difficile à mettre en mouvement : l'onde se propage
alors moins vite.
= module de cisaillement, exprimé en Pa. Plus un corps est difficile à déformer
élastiquement (µ grand), plus il revient vite à sa position initiale.
4.5.2.2. Les ondes ‘S’
Les ondes S ou ondes secondaires appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes
transversales, ne peuvent se propager que dans les solides. Les particules oscillent dans un
plan vertical, à angle droit par rapport à la direction de propagation de l'onde.
Leur vitesse est plus lente que celle des ondes P, elles apparaissent en second sur les
sismogrammes.
La vitesse de propagation des ondes S est donnée par l'équation suivante :
Où :
= masse volumique, exprimée en kg/m : Plus un corps est dense, plus il est difficile à
mettre en mouvement : l'onde se propage alors moins vite.
= module de cisaillement, exprimé en Pa. Plus un corps est difficile à déformer
élastiquement (µ grand), plus il revient vite à sa position initiale.
4.5.2.3. Les ondes de surface
Ce sont des ondes guidées par la surface de la Terre. Leur effet est comparable à celui des
rides qui se forment à la surface d'un plan d’eau. Leur vitesse de propagation est inférieure à
celle des ondes de volume, mais leur amplitude est généralement plus forte.
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Deux types d’ondes de surfaces sont à définir : Les ondes dites de Love et les ondes de
Rayleigh.
Figure : Propagation des Ondes de Love
Les Onde de Love donnent un ébranlement horizontal qui est la cause de nombreux dégâts
aux fondations des édifices.
Figure : Propagation des Ondes de Rayleigh
Ces ondes sont assimilables à des vagues dans lesquels les particules de sol se déplace selon
une ellipse rétrograde.
Les vibrations engendrées par cette onde durent plusieurs minutes
4.6. Comment enregistre-t-on un séisme ?
Plusieurs types d’appareils d’enregistrement de l’activité tellurique sont utilisés dans la
surveillance sismique se sont les seismomètres ou seismographes.
Un sismomètre est un détecteur qui enregistre le mouvement du sol en fonction du temps
Les séismes sont enregistrés par trois sismomètres pour chaque direction de l’espace (deux
horizontales (NS et EW) et une verticales
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Un tracé de séisme s'appelle un sismogramme.
Figure : Exemple de sismogramme numérique avec piquage du temps d’arrivée des ondes P et S
A : amplitude maximale des ondes de volume (P ou S) (utilisée pour la détermination de
la Magnitude d’un séisme)
Les ondes sismiques sont enregistrées en plusieurs endroits du globe par des sismomètre. Le
temps d'arrivé des ondes à ces capteur permet d'estimer la localisation de la source sismique.
A
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Ce schéma souligne que les vitesses des ondes P et S ne sont pas constantes constantes,
sinon on devrait avoir des droites passant par l’origine (0)
D’où l’existence d’une accélération des ondes sismiques
Le calcul de cette accélération est employé dans les codes de calcul parasismique.
4.7. Localisation d’un séisme
Les ondes utilisées dans la localisation de la zone épicentrale ou foyer d’un séisme sont les
ondes de volume (P et S). Une meilleure détermination exige un certain nombre de stations
sismique autour de la source sismique. Le nombre minimal pour cette opération est de trois
stations sismologiques situées en des lieux différents. La méthode graphique est basée sur la
lecture des distances épicentrales sur des tables à partir des différences entre les temps
d’arrivée des ondes P et S, ensuite sur une carte, des cercles sont dessinés autour de chaque
station dont les rayons sont les distances épicentrales. L’intersection des cercles donne
l’épicentre.
Au niveau d’une station d’enregistrement des sondes sismiques, on peut écrire :
Le Temps d'arrivée des ondes P et S sont :
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On connaît à peu près les vitesses des ondes P et S dans la croûte et on admet le plus souvent
que : (1/Vs - 1/Vp) = 1/8 et on peut alors écrire :
Quand les vitesses ne sont pas connues, on utilise pour déterminer d, des abaques, c'est-à-dire
des courbes établies expérimentalement appelées hodochrones permettant graphiquement et
rapidement d'obtenir une valeur. On connaît alors directement d qui est fonction de (ts - tp).
même opération à partir de la station
2 avec la distance épicentrale D2: les
cercles se coupent en 2 points
station1
station2 station3
station1
station2 station3
station1
station2 station3
épicentre
à partir de la station 1 on trace un cercle
dont le rayon correspond à la distance
épicentrale D1 ( distance séparant
l’épicentre de la station)
le cercle obtenu à partir de D3 mesuré par la
station 3 met en évidence un point où les 3
cercles se coupent, c’est l’épicentre
24
Figure : Localisation de la zone épicentrale d'un séisme
Il existe une autre méthode plus appliquée et plus rapide qui se base sur la méthode
d’approximation par moindres carrés, nécessite un logiciel adéquat de détermination
sismique.
4.8. Comment mesure-t-on les séismes ?
4.8. 1. La magnitude
La magnitude traduit l’énergie libérée par le séisme. La magnitude de Richter est l’échelle la plus connue,
Elle est basée sur la mesure de l’amplitude maximale des ondes sismiques sur un
sismogramme. La magnitude est définie comme le logarithme décimal de cette valeur.
Détermination de la magnitude
Il existe plusieurs échelles de magnitude :
Magnitude locale M L:
On l'utilise pour des séismes proches dits séismes locaux. Elle est définie à partir de
l'amplitude maximale des ondes P.
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4.8.1.2. Classification sismique selon la magnitude
En étudiant statistiquement les effets et les magnitudes de l’ensemble des séismes ayants été
enregistrés jusqu’à présent, une classification des séismes selon la magnitude a été proposée.
Le tableau suivant synthétise cette classification en donnant un aperçu sur la fréquence
d’occurrence des séismes.
Tableau : Classification des séismes selon l’échelle de Richter
26
4.8.2. Energie libérée
Les séismes dissipent une grande quantité d’énergie. Cela résulte de la dissipation soudaine de
l’énergie de contrainte emmagasinée au sein des roches de la terre.
L’énergie sismique, E (en joules) et liée à la magnitude Ms d’un seisme par la formule
suivante :
M = 2/3.log10(Es) - 2,88
log10(Es) =3/2.M + 4,32
27
Augmenter la magnitude d’une unité signifie que l’énergie libérée lors du séisme sera multipliée par 30 (par
exemple, un séisme de magnitude 7,2 libère 30 fois plus d’énergie qu’un séisme de magnitude 6,2).
Figure relation entre magnitude d’une séisme et énergie libérée
28
Relation entre magnitude et les caractéristiques de rupture de faille.
Magnitude Énergie libérée
Durée de la rupture (en sec)
Valeur moyenne du déplacement
Longueur moyenne de la faille
Nombre de séismes par an
9 E x 305 250 10 – 20 m 500 – 800 km 1 tous les 10 ans
8 E x 304 85 5 – 10 m 200 – 250 km 1
7 E x 303 15 1 – 2 m 40 - 50 km 10
6 E x 302 3 20 - 50 cm 10km 100
5 E x 30 1 5cm 3km 1000
4 E 0,3 2cm 1km 10000
un séisme de magnitude 6 libère une énergie équivalente à l'énergie libérée par l'explosion de la bombe atomique Hiroshima. Ainsi, lors du séisme de magnitude 9.0 survenu au Japon le 11 mars 2011, une énergie équivalente à l'explosion de 30.000 bombes atomiques (type Hiroshima) a brutalement été libérée à 24 km de profondeur ! à ce jour, le séisme le plus puissant (période instrumentale) s'est produit au Chili en 1960 et avait une magnitude de 9.5.
NB :
Rendement sismique : Lors de la rupture qui se produit 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. Le rapport entre l'énergie des ondes et l'énergie totale, appelé rendement sismique, est estimé entre 20 et 30 %.
4.8.3. L’Intensité
L’intensité des tremblements de terre est une échelle utilisée pour l’évaluation de la grandeur
d’un séisme. On mesure l’intensité à partir de l’importance des dégâts causés, de l’importance
des perturbations qui se sont produites à la surface du sol et des réactions aux secousses des
animaux. On mesure l’intensité à partir de l’importance des dégâts causés, de l’importance
des perturbations qui se sont produites à la surface du sol et des réactions aux secousses des
animaux.
Une échelle plus affinée, à 12 degrés, a été construite par le sismologue et volcanologue
italien Mercalli en 1902. Une version de cette échelle, appelée Echelle de Mercalli modifiée, a
été mise au point par H.O. Wood et Frank Neumann pour établir les règlements de
construction aux Etats Unies d’Amérique.
29
Tableau : Echelle des Intensités de Mercalli modifiée
4.9. Accélération et vitesse de déplacement du sol
Le concept d’accélération est d’un intérêt fondamental quand on essaye de mesurer un
mouvement quelconque évoluant au cours du temps comme cela se produit lors d’un
tremblement de terre. L’accélération du sol qui accompagne les ondes sismiques est mesurée
par des accélérographes, conçus pour fonctionner près de la source d’un séisme sans
saturation de l’enregistrement. La référence est l’accélération de la gravité.
L’accélération des secousses sismiques est importante, mais pour comprendre parfaitement
les
effets vibratoires, il faut bien comprendre la vitesse et le déplacement du sol et les propriétés
des ondes elles-mêmes.
Les accélérographes, à trois composantes, sont installés simultanément en champ libre et sur
structures, ainsi on peut comprendre à la fois le comportement sismique des sols et des
bâtiments.
30
D’après les observations accéléromètriques, les dégâts sont plus souvent dus à la rapidité du
mouvement latéral des fondations qu’aux maxima d’accélération. Les mouvements
horizontaux du sol renversent les bâtiments et font même tomber les gens. L’autre paramètre
important dans les enregistrements de l’accélération est la durée des fortes secousses.
31
5 - EFFET DE SITE
DÉGÂTS D’UN SEISME La mort de milliers d’hommes
La destruction de villes entières
32
Engendrement de crises économiques
La cause de ces dégâts
Lors d’un séisme, le glissement sur la faille génère des ondes sismiques qui vont se
propager dans la Terre depuis le foyer du séisme jusqu’à la surface
Type
de
sol
Effet de site
Conditions de
site locales
DÉGÂTS
Qualité de
laonstruction
Niveau
du
séisme
La cause de ces dégâts
33
Au cours de ce trajet, les ondes traversent des milieux géologiques aux propriétés
mécaniques variées (densité, vitesse de propagation des ondes sismiques,…), ce qui va
perturber leur propagation et accroître la complexité du signal sismique.
Les effets de site se traduisent fréquemment par une augmentation de l’amplitude des
enregistrements de la secousse sismique et de sa durée. Ce phénomène peut être illustré
en comparant les secousses sismiques enregistrées sur un sol dur (rocher) et sur un sol
mou (alluvions) à proximité .
Source
Parcours
Site
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Mouvements du sol enregistrés (exprimés en accélération) par deux stations sismologiques
situées dans la région niçoise au cours du séisme de magnitude 5 du 21/08/2000 situé dans
le Nord de l’Italie à 158 km de distance.
Les stations sont proches l’une de l’autre mais reposent sur des sols de nature différente :
NBOR repose sur le rocher (sol dur) et NLIB est installé sur des sédiments (sol meuble).
Types d’effets de site
Lors des grands séismes historiques, l’analyse des intensités a amené les scientifiques à
attribuer au sol des effets sur la distribution des dommages. Différents types de sol se
comportent différemment vis-à-vis des ondes sismiques et en conséquence la distribution
des dommages. C’est ce que l’on appelle les effets de site. En général, on distingue les
effets liés à la nature des sols de ceux liés à la topographie.
Effet de site : observation du séisme de Mexique
Sol dure
sol meuble
Effets de site
topographiques
Effets de site liés à la
constitution du sous sol
Foyer
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Effet de site selon la nature des sols
Lorsque les propriétés du sol sont particulièrement défavorables (milieu sableux et
saturé en eau), le sol peut perdre sa cohésion. Les bâtiments construits au-dessus de ce
sol ne sont plus soutenus et peuvent basculer.
Le sol de fondation joue un rôle très important dans le comportement des ouvrages.
Ainsi plus le sol est dur, mieux il se comportera en cas de séisme.
On évitera donc des constructions sur des sols très mous dans des zones où le risque
sismique est important.
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Plus le sol est mou plus la taille de ces composants est petite (Voir figure suivante) .
Dans des milieux géologiques à géométrie complexe (vallée glaciaire), les ondes
sismiques se réfléchissent sur les interfaces géologiques du fait de l’existence d’un fort
contraste entre les propriétés mécaniques des couches situées au centre de la vallée
(remplissage sédimentaire) et la roche encaissante.
Les ondes sismiques sont piégés : la durée et l’amplitude de la secousse sont fortement
accrues. Les dégâts provoqués par les tremblements de terre sont fréquemment la
conséquence d’effets de site locaux (concentration des dommages dans les vallées).
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Les effets de site sédimentaires
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La plupart des villes exposées aux séismes dans le monde ont présenté des dommages
variables en fonction de la nature du sol,
d’autant plus qu’elles sont quasi systématiquement fondées sur des remplissages
alluvionnaires.
Pour les constructions les plus faibles (par exemple en maçonnerie), cela peut
correspondre à une augmentation des dommages de l’ordre de 30%, qui se traduit en
terme de pertes de vies humaines par une augmentation considérable des victimes.
En général, on distingue trois observations caractérisant la présence d’effets de site:
• L’amplification du mouvement du sol dans les couches molles généralement
situées en surface,
• la résonance fréquentielle au sein de ces Couches;
• l’allongement du mouvement sismique.
Influence de l’épaisseur de la couche superficielle
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L’épaisseur de la couche meuble joue sur la fréquence de résonance Sédiments mous
Le contraste de vitesse joue sur l’amplification du mouvement sismique Substratum Sismique
Vs=800m/s
Résonance à basse
fréquence Résonance à haute
fréquence
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LES EFFETS LIÉS À LA TOPOGRAPHIE
Quelques observations réalisées sur le terrain ont montré que le mouvement sismique
du sol était perturbé par la présence de topographie marquée.
Contraste de rigidité vertical Contraste de rigidité latéral
Variation latérale du substratum Topographie de surface
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Quelques exemples montrent des destructions plus marquées au sommet des reliefs:
par exemple lors du séisme de San Fernando (1971),
en 1987 lors du séisme de Whittier Narrows (California, 1987)
ou en 1994 au cours du séisme de Northridge (Californie
l’effet principal de la topographie est une amplification importante du mouvement du sol (30 à 100% selon
les auteurs), dans des bandes de fréquences étroites (2-15 Hz).
Dans ce cas-là les ondes se sont focalisés au sommet et les mouvements à cet endroit se sont donc amplifiés.
L’amplification du mouvement est due à la concentration des ondes dans une petite surface.
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Conclusion
Suite à l’étude des différents effets de site nous pouvons essayer d’optimiser la résistance d’un bâtiment et
de ses fondations de différentes manières selon les cas.
Dans le cas topographique, il est conseillé tout simplement de ne pas construire en sommet de colline.
Pour l’effet de piégeage d’onde et lithographique, il est recommandé de ne pas construire au centre d’une
épaisse couche de sol meuble
Les Effets induits d’un seisme
Paris les effets induits d’une seisme on cite : dus à des ruptures du sol
(liquéfaction ; mouvements de terrain : glissements, éboulements) qui peuvent modifier
l’environnement.
Autre effets induit possible, on cite le tsunami, ou raz-de-marée, pouvant être provoqué par
un tremblement de terre ou une éruption volcanique.
Le séisme de México City 1985 Le séisme de Kozani (Grèce)1995
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La liquéfaction
La liquéfaction est un phénomène qui se produit sous sollicitation sismique (éventuellement,
en bord de mer sous l'effet de la houle ou par suite d'une activité anthropique).
Le passage d'une onde sismique provoque, dans certaines formations géologiques, la perte de
résistance d'un matériau sableux saturé en eau, liée à une augmentation de la pression
interstitielle engendrée par les déformations cycliques.
La déconsolidation brutale du matériau se traduit par la déstructuration du sol, rendant
particulièrement instables les constructions reposant sur ces formations
Nous pouvons voir ci-dessous l’exemple d’un bâtiment parasismique n’ayant pas résisté
à un séisme à cause de la liquéfaction du sol
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LE MOUVEMENT DE TERRAIN C’est un déplacement plus ou moins brutal du sol ou du sous-sol ; il est fonction de la nature
et de la disposition des couches géologiques.
Le GLISSEMENT DE TERRAIN
il est défini comme le déplacement d'une masse de terrains meubles ou rocheux au long
d'une surface de rupture par cisaillement qui correspond souvent à une discontinuité
préexistante.
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Les éboulements rocheux
Les chutes de blocs et les éboulements sont des phénomènes rapides ou
événementiels, qui mobilisent des blocs de roches plus ou moins homogènes. Ils consistent en
la chute libre ou le roulement au départ, après rupture, de blocs formés par fragmentation.
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Ph2nomène de TSUNAMI
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6 - Sismicite au maroc
6.1. Contexte géologique et structural du Maroc
Le Maroc est constitué de plusieurs domaines géologiques structuraux, à savoir :
le domaine rifain,
le domaine de la Méséta côtière,
le domaine Atlasique, constitué des grandes unités, Moyen Atlas, Haut atlas et Anti-
Atlas,
le domaine de la méséta orientale
le domaine saharien.
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7. LE RISQUE SISMIQUE
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ANNEXES
Les 5 tremblements de terre les plus puissants 1. Le séisme de Valvidia, ou séisme de 1960 au Chili, est le tremblement de terre le plus puissant jamais
enregistré. Magnitude estimée : 9,5. Date : 22 mai 1960. Au total, environ 3000 personnes sont mortes à
cause de la combinaison tremblement de terre / tsunami.
2. Le second séisme le plus puissant est relativement récent. Il s’agit du tremblement de terre de
Sumatra, en Indonésie, le 26 décembre 2004. Sa magnitude est comprise entre 9,1 et 9,3. Là encore,
c’est le tsunami qui en découle qui fut le plus meurtrier.
3. Le podium est complété par le séisme de 1964 en Alaska. Il a touché la région d’Anchorage le vendredi
27 mars 1964, en pleine période de Pâques, avec une magnitude de 9,2. Les Américains l’appellent
le Tremblement de Terre du Vendredi Saint.
4. Quatrième séisme d’importance, et pas des moindres, celui de la côte Pacifique du Tohoku, le 11
mars 2011. C’est le responsable du terrible tsunami qui a dévasté le Japon l’année dernière. 90% des
victimes sont d’ailleurs imputables au raz-de-marée qui a ravagé les terres jusqu’à 10 kilomètres à
l’intérieur. Les constructions japonaises, réputées pour leur solidité anti-sismique, ont très bien supporté la
magnitude de 9,0 sur l’échelle de Richter.
5. Le cinquième tremblement de terre le plus puissant est lui aussi de magnitude 9,0. Il a frappé la province
russe duKamtchatka le 4 novembre 1952.
Remarque : Si on prend en compte le séisme de 2010 au Chili (magnitude 8,8), on remarque que 3 des 6 plus
puissants tremblements de terre du siècle sont survenus dans les deux dernières années. Coïncidence ou pas ?
Théoriciens de l’Apocalypse, régalez-vous…
Les 5 tremblements de terre les plus meurtriers
1. Le tremblement de terre le plus meurtrier est lui aussi récent. Il s’agit du séisme qui a frappé Haïti le 12
janvier 2010. C’est un tremblement de terre dit « crustal », soit à faible profondeur (une dizaine de
kilomètres). Les dégâts en étaient d’autant plus importants. La secousse principale a duré près de 2
minutes 30. Au total, plus de 300 000 personnes ont péri dans ce tremblement de terre de magnitude 7,2.
2. Le 28 juillet 1976, la mégalopole industrielle chinoise de Tangshan se réveille sous les secousses. Le
tremblement de terre, de magnitude 8,2, fait un ravage. Si les chiffres officiels parlent de 242 500 victimes,
d’autres sources tablent sur 500 000, voir 800 000 morts.
3. Troisième séisme le plus meurtrier, celui de Sumatra, en Indonésie (voir ci-dessus). Bilan officiel :
environ 230 000 victimes dont la plupart imputables au tsunami qui a suivi. C’est d’ailleurs le tsunami le
plus grave et le plus meurtrier de l’histoire.
4. La Chine, déjà victime du terrible séisme de Tangshan, a enregistré deux autres tremblements de terre
particulièrement meurtriers. On parle de 200 000 victimes le 16 décembre 1920 à Gansu et de 200 000
autres le 22 mai 1927 à proximité de Xining.
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