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1 GENIE SISMIQUE ET PARASISMIQUE Pr . Ali ESSAHLAOUI Année 2014- 2015

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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.

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.

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

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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

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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

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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

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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.

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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.

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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.

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5 - EFFET DE SITE

DÉGÂTS D’UN SEISME La mort de milliers d’hommes

La destruction de villes entières

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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

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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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35

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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37

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.