Les mécanismes d`un séisme

TPE 2003/04
Appartenant à Maxime RIBES et Loïc FEVET
THEME CHOISI :
PROBLEMATIQUE :
L’image
Comment peut-on faire de la
prévention sismique de manière
précise?
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(Les mots en bleu ciel ou vert soulignés, ainsi que certaines images représentent des liens)
PRESENTATION :
Pour répondre à cette problématique, nous
allons tout d’abord déterminer les
mécanismes d’un séisme, puis ensuite
présenter les diverses techniques de
prévention sismique pour enfin nous cibler
uniquement sur l’imagerie radar, son
fonctionnement en rapport aux séismes.
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Les mécanismes d’un séisme
Un séisme, ou tremblement de terre, est un mouvement sur une faille qui engendre des secousses
plus ou moins violentes à la surface du sol dues à des ondes sismiques qui se propagent dans
toutes les directions à partir d’un point appelé foyer , situé entre 0 et 60 Km de profondeur dans la
couche externe de la Terre. Devant la contrainte imposée par le mouvement des plaques
tectoniques à l’origine des mouvements de subduction, de divergence, de coulissage ou de
collision, les roches superficielles se déforment de façon élastique jusqu’à un point de rupture à
partir duquel elles cassent brutalement le long d’une ou plusieurs failles. Les secousses sismiques
se font ressentir à la surface autour d’un point appelé épicentre qui se situe à la verticale du foyer.
Ces secousses sont engendrées par trois types d’ondes sismiques : les ondes P (premières), les
ondes S (secondes) et les ondes L (longitudinales), ces dernières étant les plus dévastatrices.
Les causes d’un séisme peuvent être multiples et sont de deux natures : soit naturels (attribuables
à l’activité de la Terre et des séismes) soit artificiels (d’origine humaine comme ceux provoqués par
l’explosion d’une bombe). Accéder au tableau « Les catégories des séismes »
La plupart des séismes sont liés aux mouvements de plaques lithosphériques et se produisent au
niveau de leur frontière. Ce sont des séismes tectoniques.
Il existe également d’autres sortes de séismes, tels que les séismes volcaniques ou encore les
séismes d’effondrements
Les forces tectoniques en jeu dans une régions donnée sont évaluées par un paramètre, la
contrainte de Coulomb
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SUBDUCTION : Zone où une lithosphère océanique
s’enfonce sous une autre lithosphère (convergence)
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DIVERGENCE : Zone où deux plaques s’écartent de
plus en plus. Les dorsales sont des zones de divergence
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COULISSAGE : glissement de terrain horizontal au
niveau d’une faille (sens contraire). Il s’agit de failles
transformantes
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COLLISION : Il s’agit de la convergence de 2
lithosphères continentales, il y en a aucune des 2 qui
passe en dessous de l’autre donc il y a création d’une
montagne
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Séisme tectonique :
Le mécanisme est très simple, pendant des années, les couches de
roches s’appuient les unes sur les autres créant une pression.
Lorsque cette pression accumulée est trop forte, les couches en
contact glissent brusquement en faisant vibrer le sol autour d’eux.
C’est ainsi que des ondes sismique sont créées qui se propagent
dans toutes les directions.
Ces séismes sont localisés le long d’une faille
Ici cas particulier des séismes d’Izmit
et de Duzce en 1999 vu à l’aide de
différents moyens cartographiques
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Séisme d’Izmit: en violet
Séisme de Duzce: en rouge
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Mouvement tectonique des plaques en rapport au
séismes d’Izmit et de Duzce
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Séisme volcanique :
Le séisme est ici du à un déplacement de magma dans une
chambre magmatique ou dans un conduit reliant la chambre
à la surface. Cette intrusion provoque une fracturation des
roches créant des ondes sismiques.
ETNA
Le nombre total de séismes enregistrés
entre le samedi 26 et le mercredi 30
octobre 2002 est d'environ 450.
Plusieurs crises sismiques peuvent être
distinguées. Entre le 26 et le 27
octobre 2002, 110 séismes ont été
enregistrés. Cette activité sismique a
ensuite diminué et le 29 octobre, une
seconde crise sismique est apparue.
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Séisme d’effondrement :
Un séisme peut être également provoquer par un
écroulement de cavité dans le sous sol.
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Contrainte de Coulomb :
Elle est liée aux déplacements des plaques et aux
épisodes sismiques qui libèrent une partie des énergies
accumulées lors de ces déplacements. Les valeurs de
ce paramètre sont données par les couleurs, allant du
mauve ( valeurs les plus faibles) au rouge ( valeurs les
plus élevés).
Exemple :
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Les catégories de séismes
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La prévention sismique c’est en fait arrivé a prévoir le lieu et l’instant où une catastrophe peut se
produire tout en prenant les mesures nécessaires et indispensables pour en réduire les effets.
Le mécanisme des séismes provoquent des flux d’énergie thermique (flux géothermique)
détectable grâce à l’étude de la vitesse de propagation des ondes sismiques qui varie en fonction
de la propriété des roches et des variations de température. En effet, les zones les plus rapides
matérialisent des zones plus froides et plus denses et les zones plus lentes matérialisent des zones
plus chaudes et plus légères. Ces zones sont retranscrits par des ordinateurs avec un code de
couleurs (rouge: chaud et bleu: froid) qui permet d’établir une cartographie différenciant les régions
passives ne présentant aucun risque, des régions actives présentant des risques importants de
sismologie.
Les observations sur le terrain sont également capitales pour déterminer les risques et la position
des plaques. Au fil des années, de nouvelles techniques se sont développées et on utilise de nos
jours très fréquemment l’imagerie visible par des satellites comme SPOT et LANDSAI.
L’observation spatiale a ainsi permis de mesurer les rupture de surface des séismes sur les failles
d’établir une cartographie planétaire des failles actives à partir d’observations directes, ce qui aide
grandement à la prévention sismique.
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suite
Les techniques classiques apportent un renseignement majeur quant à la situation sismique dans
certaines régions. Il s’agit de la datation des roches, les forages océaniques, les relevés
magnétiques ou tout simplement le volcanisme. Les glissement de terrain, les phénomènes de
liquéfaction des sols et les Tsunamis, étant des phénomènes géologiques secondaires liés aux
tremblements de terre peuvent aider à prévoir les séismes.
Au niveau des fonds marins, ce qui va aider à la prévention sismique, c’est l’échosondage ou le
sonar.
L’interférométrie radar est une nouvelle technique réalisé par l’observation à partir d’un satellite ( de
type SAR) qui permet de visualiser le champ de déformation associé à une rupture sismique. On
peut ainsi détecter les petits déplacements des plaques ainsi que les petites déformations
Pour aider à une prévention sismique en profondeur, on utilise la sismique réflexion
C’est en fait la température qui est un facteur des plus important pour aider à la prévention
sismique.
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Flux de chaleur émis par la Terre solide.
Le flux géothermique est la quantité de
chaleur dégagée par une unité de surface
et de temps. Il s’exprime en W.m ².
a. Carte mondiale du flux géothermique.
b. Le flux géothermique.
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La sismique réflexion
La sismique réflexion sert à explorer le sous-sol en profondeur. Chaque ébranlement, provoqué par une explosion
ou par un " camion vibreur ", permet de repérer des " réflecteurs " dans une zone étroite, à la verticale du point
d'origine des ondes. Ces " réflecteurs " sont des surfaces qui renvoient les ondes à cause d'un changement assez
brutal des propriétés physiques (densité, élasticité) du sous-sol, un peu à la manière dont une vitre renvoie un
reflet. Ces surfaces de discontinuité peuvent être des limites de couches sédimentaires, ou des zones
hétérogènes au sein d'une roche... Des capteurs (sismomètres) disposés à la surface du sol, à proximité du point
d'émission détectent les ondes qui remontent en surface.
Après chaque mesure, on déplace le site d'ébranlement et les capteurs. En juxtaposant les données obtenues sur
une même ligne droite, on obtient un profil sismique (figure 1).
Figure 1
Figure 2
L'interprétation d'un profil sismique est rendue délicate par le fait que l'on ne sait pas, a priori, quelle est la nature
exacte des surfaces qui réfléchissent les ondes, ni leur profondeur précise. Les données recueillies sont les
temps d'aller-retour des ondes (" temps double ") qui dépendent de la célérité de ces ondes dans les différentes
roches traversées, célérité dont la valeur n'est pas toujours connue. Si l'on en a les moyens, on réalise des
forages de place en place pour affiner l'interprétation des profils obtenus. On établit localement des
correspondances d'une part entre surface de discontinuité et limite de terrains géologiques, et d'autre part, entre
temps de double parcours et profondeur. On extrapole ensuite les résultats pour les zones situées entre les
forages. Les résultats de sismique réfraction permettent aussi de préciser, pour les couches voisines de la surface
du sol, des caractéristiques comme la célérité des ondes ou le pendage des terrains.
La figure 2 montre une portion de profil sismique obtenu en mer dans des terrains où l'on observe une structure
de type diapir. La ligne noire de surface représente le fond marin, les autres points noirs représentent des zones
qui réfléchissent les ondes sismiques.
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Le problème de l’imagerie se pose donc comme un défi majeur en amont des problèmes
d’évaluation de l’aléa, voire de prévision.
L’utilisation des images radars débute en rapport à la géologie dans les années 1960.
Les images radars sont formés de zones surbrillances, de zones sombres, du
scintillement et de déformations. L’objectif à moyen terme est de montrer que l’imagerie
radar est indispensable pour certains types de travaux en géologie. Dans les régions à
relief contrasté situées généralement en contexte de convergence, les déformations
géométriques rendent l’interprétation géologique malaisée du fait de la présence des
plages de retrodiffusion surbrillances intenses et des zones sombres. L’analyse
d’images radar permet aussi d’aborder les problèmes de chronologie relative à partir de
la mise en évidence de failles cachetées. Elle aide donc à dresser des modèles
d’évolution tectonique.
La technique permettant de détecter les mouvements de terrain avec l’imagerie radar se
nomme l’interférométrie différentielle. L’interprétation d’un interférogramme différentiel
est direct : chaque frange correspond à un déplacement de 2.8cm dans la direction du
satellite. Pour avoir accès au sens du déplacement, il faut connaître le sens de la
trajectoire du satellite.
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Suite
L’analyse par les interférogrammes différentiels pour détecter d’éventuels déplacements
le long des failles est basée en partie sur une analyse structurale des images radars en
amplitude, afin d’éliminer les artefacts produisant des franges qui ne seraient pas dues à
des mouvements du sol. La superposition de l’interférogramme à l’image radar
d’amplitude permet donc de localiser précisément les régions où se produit une
différence de phase par rapport au reste de l’image.
L’imagerie radar utilisée en mode interférométrique s’est imposée ces dernières années
comme une technique puissante pour la mesure des déformations actuelles, fournissant
une résolution au sol évolué. L’interférométrie radar à permis de détecter de petits
mouvements, ce résultat important démontre les capacités de cette technique pour
l’analyse des déplacements post-sismique. Il donne l’espoir de pouvoir aussi détecter
les très petits déplacements auxquels on s’attend avant un séisme, pour ainsi permettre
une prévention sismique.
A la surface du globe, le flux de chaleur (flux géothermique) n’étant pas constant, les
anomalies thermiques sont repérables par diverses techniques, il s’agit principalement
de la thermographie ou de la tomographie sismique.
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Franges d'un interférogramme
différentiel post-sismique
dans le Bassin d'Erzincan
(Turquie)
L'image résultant du seuillage de
l'interférogramme est collée sur
l'image d'amplitude ERS-1 géoréférencée à partir du modèle
numérique de terrain. Sur cette
image, il est aisé de retrouver les
principales structures géologiques de
part et d'autre du bassin d'Erzincan.
On constate que certaines franges
coïncident en partie avec des
structures actives, c'est à dire avec
segment 1 de la F.N.A. au nord du
bassin (points P1 et P2 de l’image) et
à une partie de la faille d'Ovacik (point
O). Nous avons considéré que les
autres entités extraites (points A)
correspondaient à des artefacts sans
doute dus à des perturbations
atmosphériques, mais que nous ne
pouvions pas interpréter comme des
mouvements de terrain.
(Cliquer pour voir un autre exemple)
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L’image correspond à l'image interférométrique produite pour un séisme de magnitude 6.6 qui s'est
produit en 1995 au Nord de la Grèce. Le système de failles normales activé lors de ce séisme (en
blanc sur l’image A) a été superposé à l'image interférométrique représentant la déformation cosismique. Chaque frange interférométrique représente un contour d'iso-déplacement d'environ 3
cm de la surface du sol dans la direction du satellite. Les franges circulaires visibles ici dessinent
une dépression dont le bord Sud est limité par la trace des failles normales qui ont rompu lors du
séisme. Les 13 franges que l'on peut dénombrer indiquent que le maximum de subsidence est de
l'ordre de 40 cm au niveau du compartiment effondré. En intégrant les informations sur le réseau
de failles, on peut ensuite modéliser le champ de déformation observé en assimilant les failles à
des dislocations dans un milieu élastique (image B).
Carte des failles actives de la
région de Grevena (nord de la
Grèce superposée à l'image radar
du champ de déplacement associé
au tremblement de terre de
Grevena 5M=6,6 - 13 mai 1995) Le
système de failles qui a rompu lors
du séisme est représenté en blanc.
Les franges interférométriques
observées sont à gauche (image
A). Les franges modélisées sont à
droite (image B)
Image A
Image B
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THERMOGRAPHIE :
Méthode dérivée du procédé du laser qui permet par
exemple de trouver la direction des failles, l’imagerie
spatiale et traitements complexes qui constituent la
discipline appelée télédétection.
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TOMOGRAPHIE SISMIQUE:
Comparaison des vitesses réelles des ondes sismiques mesurées à l’occasion de
nombreux séismes à celles calculées à l’aide d’un modèle de globe terrestre constitué
d’enveloppes concentriques et homogènes. Les différences, exprimées en
pourcentage; traduisent des variations latérales de vitesse des ondes sismiques
appelées « anomalie de vitesse sismique », ce qui correspond à des modifications
locales des propriétés des roches dues à des variations de températures :
Zones plus rapides = froides et denses (bleu)
Zones plus lentes = chaudes et légères (rouge)
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