De tous les temps, les événements naturels ont causé des dégâts aux Hommes et à leurs biens matériels. Malgré le développement des moyens et méthodes scientifiques de prévision de certaines catastrophes naturelles , celles-ci présentent encore un danger permanent pour l’Homme et pour ses biens.
Les théories relatives à la structure du globe viennent en particulier de l’étude des ondes consécutives aux tremblements de terre : certaines irrégularités de leurs vitesses ou de leurs tracés supposent des propriétés originales de la matière interne et des discontinuités dans la structure.
La structure de la terre reste à découvrir, et on dispose jusqu’à présent de plus d’hypothèses que d’observations indiscutables : les forages les plus profonds ne dépassent guère la dizaine voire la vingtaine de Km.
La connaissance et les études des séismes étaient devenues possibles à partir de la géophysique et particulièrement avec «la théorie de la tectonique des plaques». Cette théorie a établi les bases d’explication et de compréhension de certains phénomènes naturels EEtels que le volcanisme, le flux de chaleur terrestre, l’évolution des chaînes montagneuses, la dérive des continents et l’expansion des fonds océaniques et leur lien avec la sismicité.
En fait, l’intérieur du globe terrestre est formé de plusieurs parties : le noyau, le manteau et l’écorce. Les discontinuités existant entre le manteau et l’écorce (discontinuité de Mohorovicic) d’une part et celle entre le manteau et le noyau (discontinuité de Gutenberg) d’autre part, sont à l’origine des différences de transmission des ondes sismiques et par conséquent à des différences de qualité du milieu traversé par ces ondes (viscosité, densité du sol, etc.).
La théorie des plaques part de l’hypothèse que la croûte terrestre est formée d’un ensemble de plaques décomposées et rigides qui flottent et se déplacent sur la couche des roches plus ductiles du Manteau supérieur. Les phénomènes sismiques sont localisés à la frontière de ces plaques. Ces frontières sont donc le siège de mouvements lents mais incessants et qui accumulent dans le temps des pressions et des tensions importantes jusqu’à la rupture : la rupture se produit dans les socles les plus fragiles et se manifeste en engendrant des ébranlements d’intensités variables et qui ne sont que les séismes.
Les paramètres nécessaires à une étude sismique sont les suivants
A – L’épicentre
Les effets des tremblements de terre sur les êtres humains, les constructions et sur le terrain ont été toujours utilisés pour circonscrire le phénomène et évaluer son intensité en prenant comme référence l’échelle de MERCALI. En portant sur une carte toute les intensités relevées et en reliant tous les points d’intensité égale, on obtient des courbes concentriques appelées les isoséistes. La zone délimitée par l’isoséiste de plus grande intensité est appelée zone épicentrale ou épicentre du séisme : c’est le point de la surface le plus proche du foyer
B – Le foyer (ou encore l’hypocentre)
Il est tout à fait naturel et logique de rechercher le foyer du séisme aux environs de l’épicentre du séisme : on peut penser à une explosion, à un glissement de terrain par exemple. Mais ce n’est rien de tel. Ce constat a amené les sismologues à situer l’origine du séisme en un lieu situé en profondeur appelé le foyer : c’est l’endroit où a eu lieu le choc primaire
L’écartement des isoséistes augmente avec la distance de l’épicentre E au foyer F. Ainsi le foyer du séisme d’Agadir en 1960 par exemple était très superficiel.
Les ondes sismiques produites par un séisme peuvent être comparées à des vagues résultant d’une tempête et qui peuvent traverser des milliers de Kilomètres avant de venir s’écraser sur les côtes. Ces ondes se déplacent dans toutes les directions et l’étude de leurs parcours et déplacements permet d’étudier les différentes couches traversées. La vitesse de propagation de ces ondes dépend de leur type et du sol traversé et peut varier de 2 à 8 Km/s.
Figure 2 : Schéma de propagation des ondes sismiques
Une rupture brutale en F (foyer du séisme) engendre des vibrations (les ondes sismiques) qui se propagent sous forme de sphères concentriques comparables aux rides qui se forment à la surface de l’eau quand on jette un caillou. Le temps mis par ces ondes pour arriver à la surface de la terre est d’autant plus grand que le point est éloigné du foyer. Elles parviennent d’abord à l’épicentre E, puis de plus en plus tard à A, B, etc.
C – Évaluation de l’énergie libérée
Les sismologues ont démontré que le choc primaire développe une quantité d’énergie (variable selon les zones) sous forme de chaleur dissipée (70 à 80 %) et d’ondes de choc (20 à 30 %). Notons que rien que ces 20 à 30 % que nous recevons en surface peuvent générer des puissances suffisamment grandes pour être à l’origine de dégâts matériels et corporels importants. D’ailleurs, les exemples de tremblements de terre dévastateurs ne manquent pas.
Les séismes sont mesurés à l’aide de deux unités distinctes :
La magnitude est une grandeur qui mesure l’énergie libérée par le séisme au moment de la rupture au niveau du foyer. C’est donc une caractéristique quantitative, applicable dans n’importe quelle région du monde (habitée ou non). Elle est par conséquent complètement indépendante des destructions et dégâts causés par le séisme.
Cette grandeur est mesurée par un sismographe. L’énergie mesurée est fonction de l’amplitude des ondes sismiques transmises. La magnitude est portée sur une échelle logarithmique appelée « Échelle de Richter » du nom de son auteur. Ainsi, on peut constater qu’une différence d’un degré de magnitude correspond environ à 30 fois plus d’énergie libérée.
Les plus grands événements enregistrés jusqu’à nos jours ont atteint une magnitude voisine de 8,5 sur l’échelle de Richter. Les dommages aux bâtiments peuvent se produire approximativement à partir d’une magnitude de 5 sur l’échelle de Richter (cas d’Agadir au Maroc en 1960 : 5,9).
Il y a donc une seule magnitude par séisme contrairement à l’intensité : il y a plusieurs intensités pour un même séisme comme on va le voir ci-dessous (selon la nature du terrain, l’éloignement, etc.).
L’intensité : Contrairement à la magnitude, elle s’intéresse plutôt aux conséquences du séisme sur l’homme et son environnement. Elle n’est donc pas mesurée à l’aide d’un instrument mais plutôt estimée suite à une observation visuelle. En d’autres termes, elle est fondée sur les effets ressentis par des observateurs ainsi que sur les conséquences visibles en surface et sur les constructions.
Figure 3 :Schéma de distribution des intensités autour de l’épicentre du tremblement de terre[1].
L’échelle internationale de MERCALI est souvent remplacée par l’échelle de MERCALI modifiée (ou simplifiée). On trouve une autre échelle, la plus utilisée actuellement, c’est l’échelle MSK (1964) : elle est plus détaillée et prend en considération les types de construction, les proportions de bâtiments endommagés et la nature des dégâts.
Pour qu’on ne la confonde pas avec la magnitude, l’intensité est toujours donnée en chiffres romains allant de I à XII.
Notons qu’un séisme d’une magnitude très grande, frappant une région désertique et inhabitée, peut ne pas avoir de méfaits. Par contre, un séisme de faible magnitude soit il, peut causer beaucoup de dégâts et de dommages dans une région fortement peuplée. C’est pour cette raison que l’intensité reste néanmoins la grandeur la plus importante malgré son caractère non mesurable et subjectif (l’intensité ne dépend que de l’observation humaine).
Relation entre magnitude et intensité
Plusieurs formules sont proposées pour convertir la magnitude relevée en l’intensité ressentie (en fonction de la profondeur du foyer). Afin d’avoir une idée approximative sur cette relation, nous vous proposons la relation du Professeur Korcinsky reliant l’échelle Macrosismique Internationale d’Intensité à l’échelle de Richter en fonction de la profondeur du foyer du séisme :
| Magnitude | Intensité | ||
| Profondeur | |||
| 5 km | 15 km | 45 km | |
| 7,50 < M < 8,50 | >X | IX –X | |
| 6,50 < M < 7,50 | > X | IX-X | VII – VIII |
| 5,25 < M < 6,5 | IX –X | VII-VIII | V – VII |
| 4,25 < M < 5,25 | VII-VIII | V-VII | IV – V |
| 3,25 < M < 4,25 | V – VI | IV-V | II – III |
Tableau 1 : : Relation entre la magnitude et l’intensité du Pr Korcinsky
Retenons que pour un séisme donné, il existe donc :
- Une magnitude mesurée à partir de l’enregistrement d’un sismographe ;
- Plusieurs intensités autour de la zone touchée, déterminées par l’observation, la constatation des dégâts et l’interprétation : l’intensité maximale se situe en règle générale dans la zone de l’épicentre.
[1]Périls de la nature et sinistres catastrophiques – SUISSE DE REASSURANCES 1989
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Mohamed Jamal BENNOUNAIngénieur ESTP Expert MRICS et Docteur en DroitProfesseur associé au CNAM – ParisProfesseur associé à l’Université Internationale de Rabat – École d’architectureEmail : [email protected] |
