Zoom 1/2 - Perso-sdt

S4 2015-2016 STE
Jacques DEVERCHERE
1/2
UE MéthodesZoom
Géophysiques
Responsable pédagogique: France FLOCH
SISMOLOGIE: Méthodes, utilisations
Introduction:
- Différence entre sismique et sismologie?
Heures en présentiel: 6h CM, 3h TP
Les séismes, comment et pourquoi les étudier?
- 1. Séisme = danger ! – Evaluer le phénomène sismique
- Ondes sismiques - Localisation des séismes
- Importance des séismes: magnitudes, intensité
- Se prémunir des effets: la prévention
- 2. Des ondes qui se propagent -> la structure interne du Globe
- Lois de vitesse
- Tomographie sismologique
- 3. Des forces qui agissent et déforment les roches…
- Du mécanisme au foyer à la contrainte déviatorique
- Les liens avec la tectonique des plaques
2h CM + 1h30 TP
1h30 CM + 0h30 TP
1h30 CM + 1h TP
Planches du Cours en PDF: récupérables sur
https://perso-sdt.univ-brest.fr/~jacdev
Onglet: enseignements
Puis: Licence 2
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S4 2015-2016 STE
Plan/2
1. Evaluer les séismes
A.
B.
C.
D.
E.
F.
G.
Introduction: Pourquoi des séismes ?
Les ondes sismiques
La mesure sismologique
La localisation des séismes
La magnitude
L’intensité
Se prémunir des effets: la prévention
Jacques DEVERCHERE
http://perso-sdt.univ-brest.fr/~jacdev/
Zoom
1/2
1. Evaluer les
séismes
A. Introduction: Pourquoi des séismes ?
Des plaques qui bougent, donc des contraintes, donc…
Seuil de plasticité
Rupture
DEFORMATION
ELASTIQUE:
Déformation
réversible
Séisme: rupture d’une
roche cassante (près du
seuil de plasticité)
DEFORMATION
PLASTIQUE:
Déformation non
réversible – Plus de
relation linéaire entre
déformation et
contrainte
À dessiner
Séisme = rupture Û relâchement des contraintes
accumulées
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Séisme Û relâchement des contraintes accumulées
Le modèle: Ried, 1908
D’après Larroque et Virieux (2001)
Période intersismique
Chargement élastique
Période cosismique
SEISME: Chute de contrainte
– Libération de l’énergie
sismique accumulée
-> Notions de « cycle » sismique, récurrence
B. Les ondes sismiques
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Les ondes sismiques : ondes de volume
Ondes P
Polarisation longitudinale
direction de propagation
Ondes S
Polarisation transversale
direction de propagation
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B. Les ondes sismiques
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Les ondes sismiques : Ondes de surface
Ondes de Love
Ondes de Rayleigh
B. Les ondes sismiques
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L’ébranlement sismique se propage sous forme d’ondes
sismiques élastiques à l’intérieur de la Terre
source
Trajet des ondes: des noms
Pour les reconnaître
3 sortes de séismes selon la profondeur
du foyer h :
récepteur
- Les séismes superficiels : h < 50 km
- les séismes intermédiaires : 50 km < h <
300 km
- les séismes profonds : 300 km < h < 700
km
Larroque et Virieux (2001). Figure modifiée.
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C. La mesure sismologique
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L’instrument: le sismographe
Mesure de 3 composantes :
Nord-Sud
Est-Ouest
Le capteur: le sismomètre
L’enregistrement: le
sismogramme
Verticale
Exemple
• Etude de l’extension active dans une chaîne
de montagne (Cordillère Blanche, Pérou)
« Extension crustale dans un contexte de convergence
de plaques: Exemple des Andes du Pérou central
contraint par des données sismotectoniques »
Déverchère et
al., 1989
Batholithe:
granodiorite,
L ~200 km, ~8 Ma
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• Pratique de la sismologie de terrain
Louis Dorbath
Michel Diament
C. La mesure sismologique
Mesure de 3 composantes :
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Nord-Sud
Est-Ouest
Verticale
Composition du sismographe traditionnel (pendules
mécaniques): capteur mécanique, amplificateur, enregistreur, horloge
Un sismomètre L-4-3D construit par Mark Products, Inc.
Mesure: Les capteurs sismologiques mesurent le mouvement du sol en un point à la surface de la
terre ou dans des puits peu profonds : ce sont des systèmes oscillants.
3 mesures possibles: Déplacement du sol, vitesse du mouvement (vélocimètres) ou accélération du
mouvement (accéléromètres)
Sismomètres récents: sismomètres électromagnétiques composés d'un pendule auquel est liée
une bobine d'induction qui se déplace dans un champ magnétique -> signal électromagnétique
amplifié électroniquement, transformé en courant électrique et enregistré sous forme numérique
et/ou graphique. Besoin: système d'amortissement, nécessaire pour obtenir une bonne restitution du
mouvement du sol.
Grande dynamique: « large bande »
Voir: http://eost.u-strasbg.fr/pedago/Accueil.html
Principes physiques nouveaux: capillarité, etc…
Un constructeur européen: Voir: www.guralp.com
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Les Réseaux Mondiaux - nationaux - régionaux - locaux
Exemple:
http://geoscope.ipgp.jussieu.fr/
Partie I : Les tremblements de terre et leurs effets
Les Réseaux
J. Albaric, Janvier 2007
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Mondiaux - nationaux –
régionaux - locaux
http://earthquake.usgs.gov/
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D. La localisation
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À dessiner
Sismogramme
Station
A
X
h
Temps (s)
D
Données utilisées: temps d’arrivée des ondes
aux stations -> il faut…
Inconnues: latitude, longitude, profondeur, temps
origine
Théoriquement: 4 temps d’arrivée nécessaires
D = distance hypocentrale
h = Profondeur du séisme
X = Distance épicentrale
tp = to + D/Vp
Méthode simple: on utilise 3 écarts ts - tp
Partie I : Les tremblements de terre et leurs effets
D. La localisation
J. Albaric
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(on s’affranchit de
to par différence)
(On utilise une
valeur moyenne de
Vp et Vp/Vs)
D
D
D
Vp =?
Vp/Vs =?
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Pratique: 3 stations, 3 valeurs de ts - tp
d3
d2
æ1
1ö
d = (t s - t P ) ¸ ç - ÷
è VS VP ø
d1
-> RESEAU
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Exemple de localisation par des stations lointaines
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E. La magnitude: Mesure quantitative de la « force » d’un séisme
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- valeur calculée traduisant l’énergie du séisme,
- indépendante du lieu d'observation,
- indépendante des témoignages de la population.
MAGNITUDE = Fonction continue, qui peut être négative ou
positive et qui en théorie n'a pas de limites
Notion introduite en 1935 par l'Américain Charles Francis Richter pour les
séismes locaux californiens afin d'estimer l'énergie libérée au foyer d'un
tremblement de terre et de pouvoir ainsi comparer les séismes entre eux.
Lors de la rupture (au foyer d'un tremblement de terre), la plus grande
partie de l'énergie se dissipe sous forme de chaleur. Une partie
seulement se propage au loin sous forme d'ondes élastiques.
La magnitude (dite parfois « de Richter ») mesure l'énergie émise sous
forme d'ondes élastiques.
E. La magnitude
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Les différents « types » de magnitude
• La magnitude locale ML (Richter): ML = logA + B
A (en mm) est l’amplitude maximale mesurée avec un sismographe Wood Anderson, B la
correction de la distance
• La magnitude de surface Ms : utilisée pour les séismes lointains, dits téléséismes, dont la
.
profondeur est inférieure à 80 km. Elle se calcule à partir de l'amplitude des ondes de surface
• La magnitude de volume mb : définie pour tous les téléséismes et en particulier pour les
séismes profonds, car ceux-ci génèrent difficilement des ondes de surface. Elle est calculée à
partir de l'amplitude de l'onde P.
• La magnitude de moment Mw (Kanamori) : définie pour les forts séismes.
Mw = 2/3 x log( M0 ) – 6
avec M0 =m . S . D
Mo est le moment sismique (en N.m), m la rigidité du milieu(en N.m-2), D le déplacement moyen
sur la faille (en m) et S la surface de la faille (en m2).
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Pour Ms et mb:
Relations
empiriques
Les lois d’échelle: espace (M-S)
Sumatra 2004
Log(S)
À dessiner
Magnitude 6.3 - SOUTH ISLAND OF NEW ZEALAND
2011 February 21 23:51:43 UTC
L
(Voir site USGS)
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S4 2014-2015 STE
Plan/2
1. Evaluer les séismes
A.
B.
C.
D.
E.
F.
G.
Introduction: Pourquoi des séismes ?
Les ondes sismiques
La mesure sismologique
La localisation des séismes
La magnitude
L’intensité
Se prémunir des effets: la prévention
Jacques DEVERCHERE
http://perso-sdt.univ-brest.fr/~jacdev/
F. L’intensité: Mesure des effets d’un séisme
Zoom 1/2
L'intensité d'un séisme : définie en un lieu par les effets produits par ce séisme, qu'ils
soient seulement observés ou ressentis par l'homme (réveil, chute d'objets, fissures...) ou
qu'ils aient causés des dégâts plus ou moins importants aux constructions.
¹ Magnitude!
Contrairement à la magnitude, l'intensité dépend du lieu d'observation des effets causés
par le séisme. Elle décroît généralement lorsqu'on s'éloigne de l'épicentre du séisme mais
varie aussi selon la structure géologique.
Important pour
sismicité historique,
calcul de l’aléa
sismique…
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F. L’intensité: Mesure des effets d’un séisme
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Les degrés d'intensité de l'échelle macrosismique européenne (EMS):
I Secousse imperceptible
II Secousse à peine perceptible
III Secousse faible. La secousse est ressentie à l'intérieur des habitations par quelques personnes.
IV Secousse largement observée. La secousse est ressentie à l'intérieur des habitations par de
nombreuses personnes. Personne n'est effrayé.
V Réveil des dormeurs. Réveil de la plupart des dormeurs. Balancement important des objets suspendus.
VI Frayeur. De nombreuses personnes effrayées se précipitent dehors. De nombreuses constructions
classiques subissent des dégâts mineurs, quelques-unes subissent des dégâts modérés.
VII Dommages aux constructions. La plupart des personnes se précipitent dehors. Les dommages aux
bâtiments sont nombreux, à des degrés divers.
VIII Destruction de bâtiments. Forte panique. Les dommages aux bâtiments sont généralisés, allant
parfois jusqu'à la destruction totale.
IX Dommages généralisés aux constructions. Panique générale. Nombreuses destructions de bâtiments.
X Destructions générales des bâtiments. Même les bâtiments bien construits commencent à subir
d'importants dommages.
XI Catastrophe. Dommages sévères même aux bâtiments bien construits, aux ponts, barrages et voies de
chemin de fer. Les grandes routes deviennent inutilisables.
XII Changement du paysage. Pratiquement toutes les structures sont gravement endommagées ou
détruites.
(D’après J. Lambert, Les tremblements de terre en France, BRGM)
Exemples de
courbes isoséistes
Séisme historique récent:
Lambesc, 11 juin 1909, Mw
6.4 (estimation)
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Séisme instrumental:
Hennebont, 30 septembre
2002, Mw 4.3
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