Vue de la faille de San Andréas.

Vue de la faille de San Andréas. Décrochement de trois mètres créé lors du séisme de 1983 à Borah Peak Introduction:?????????????????????.p 20000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000000 I) L'enregistrement de séismes :?????????????.p 3 Le sismographe???????????.p 3 Le sismogramme??????????...p 4 II) L'étude des séismes :...................................................................p 6 La magnitude????????????p 6 L'énergie????????????.?...p 7 Les mécanismes au foyer??????.?.p 9 III) Les effets :????????????????????..p 10 L'intensité?????????????.p 10 Les effets de sites??????????..p 12 Conclusion :?????????????????????..p 13 Bibliographie :????????????????????.p 14 Introduction : On croyait autrefois que la cause des tremblements de terre échapperait toujours à une explication rationnelle du fait qu'ils naissent à des profondeurs inaccessibles à l'observation directe. Selon l'opinion la plus répandue, les séismes étaient pour punir les hommes de leurs fautes. De nos jours, on peut expliquer les séismes de manière rationnelle et la plupart de leurs manifestations par des théories physiques. Depuis la théorie des fluidistes du XIXème siècle, d'autres théories essayaient d'expliquer les manifestations de l'énergie interne de la Terre. Au cours du XXème siècle, le développement des techniques permit la modélisation de la structure interne et thermique de la planète. La géodynamique actuelle considère la Terre comme un système animé dont l'intérieur (aussi bien le noyau, siège du champ magnétique terrestre, que le manteau) est une machine thermique active qui remodèle inlassablement depuis plus de 4 milliards d'années la croûte terrestre; ce que certains appellent le « resurfaçage d'une planète ». Cette chaleur est produite par la désintégration des isotopes radioactifs du manteau (238U, 235U, 232 Th, 40 K) et par l'accroissement du noyau interne, solide, au détriment du noyau externe, liquide. Cette chaleur est convoyée vers la surface par de lents mais puissants courants de convection thermique: cellules de convection et panaches de points chauds. La dissipation de son énergie thermique entraîne des mouvements horizontaux (tectoniques des plaques), mais aussi verticaux (affaissements, surrections de chaînes de montagne). L'activité de la Terre est liée à son énergie accumulée dans ses différentes enveloppes. Cette énergie est dissipée sous forme d'énergie thermique et mécanique. Les tremblements de terre manifestent la dissipation de l'énergie mécanique. Cette énergie ne représente que moins de 1% de l'énergie totale libérée. Si on regarde le tremblement de terre du Chili (en 1960), qui fut le plus grand enregistré, il ne libéra que 1019 J. Un séisme, ou tremblement de terre, est une secousse ou une série de secousses plus ou moins violentes du sol. Les séismes peuvent être naturels ou artificiels : Séismes naturels Séismes artificiels Jeu d'une faille séismes tectoniques : ? rupture soudaine des roches ? mise en eau d'un grand barrage ? exploitation de gaz, etc. Explosion séismes volcaniques : ? fracturation des roches ? tirs d'exploration sismique ? tirs de mines et carrières ? essais nucléaires souterrains Implosion séismes d'effondrement : ? effondrement de cavités ou lié à un glissement de terrain ? effondrements d'anciennes mines Les séismes artificiels sont généralement des petits séismes (sauf pour les tirs nucléaires ordre de grandeur de leur magnitude ?). Les séismes volcaniques servent à la prévision des éruptions. Les séismes tectoniques sont, quant à eux les plus courants. La majeure partie des tremblements de terre se produit aux frontières des plaques tectoniques. D'autres, plus rares, mais pouvant atteindre une grande violence, se produisent à l'intérieur des plaques sous l'effet d'intenses contraintes intracontinentales. De plus, on distingue trois classes de séismes, en fonction de la profondeur où ils se produisent: - les séismes superficiels qui se produisent en faible profondeur, c'est à dire dans les premières dizaines de kilomètres ; on les retrouve autant aux frontières divergentes (le long des dorsales médio océaniques) qu'aux frontières convergentes (au voisinage des fosses océaniques). - les séismes intermédiaires qui se produisent entre quelques dizaines et quelques centaines de kilomètres de profondeur ; on les retrouve uniquement au voisinage des limites convergentes. - les séismes profonds qui se produisent à des profondeurs pouvant atteindre les 700 km, c'est-à-dire à la base de l'asthénosphère ; on les retrouve exclusivement au voisinage de limites convergentes. Les tremblements de terre ont leur origine dans la croûte terrestre au niveau d'une faille. La faille est le résultat de la rupture d'un ensemble rocheux sous l'effet de contraintes. La roche va se déformer de manière élastique, puis, lorsque la limite d'élasticité aura été atteinte, il va y avoir rupture de la roche avec dégagement de toute l'énergie accumulée, équivalente à l'énergie potentielle de la mécanique, durant la déformation élastique. L'endroit où, sur une faille, démarre la rupture est appelé foyer du tremblement de terre ou hypocentre. L'épicentre est le point de la surface du sol le plus proche du foyer, où le séisme est ressenti le plus fortement. On distingue deux grands types d'ondes émises par un séisme: les ondes de volume, qui se propagent à l'intérieur de la terre et qui comprennent les ondes S et les ondes P, et les ondes de surface, qui ne se propagent qu'en surface et qui comprennent les ondes de Love et de Rayleigh. Toutes les ondes se propagent de façon sphérique (à condition que le milieux soit homogène et isotrope, ce qui n'est jamais le cas : c'est donc un modèle grossier) à partir du foyer. Les ondes P sont des ondes de compression (ou longitudinales) assimilables aux ondes sonores et qui se propagent dans tous les états de la matière. Les particules se déplacent selon un mouvement avant-arrière dans la direction de la propagation de l'onde. Les ondes S sont des ondes de cisaillement (ou transversales) qui ne se propagent que dans les solides. Les particules oscillent dans un plan vertical, à angle droit par rapport à la direction de propagation de l'onde. Les ondes de Love ou ondes L sont des ondes de cisaillement, comme les ondes S, mais qui oscillent dans un plan horizontal. Elles impriment au sol un mouvement de vibration latéral. Les ondes de Rayleigh sont assimilables à une vague; les particules du sol se déplacent selon une ellipse, créant une véritable vague qui affecte le sol lors des grands tremblements de terre. I. L'enregistrement des séismes : I. 1. Le sismographe : Le sismographe est un instrument qui sert à enregistrer et à mesurer les séismes. Au cours d'un tremblement de terre, la rupture de la roche engendre des vibrations qui sont détectées, amplifiées et enregistrées par le sismographe. Le sismographe, dans sa version primitive, a été inventé en Chine en 1032. Le principe reposait sur un système de balance : lorsqu'un tremblement de terre déplaçait le balancier dans une direction, les boules correspondantes étaient libérées. Il indiquait simplement les directions de la principale impulsion engendrée par le séisme. L'appareil doit être autant que possible isolé de l'extérieur, afin que les variations de température et de pression n'affectent pas la stabilité du système. D'un côté, cet appareil doit être muni d'un amplificateur pour enregistrer les petits séismes. D'un autre, cet amplificateur doit être suffisamment faible afin d'éviter toute saturation dans le cas d'importants séismes. Cependant, comme l'enregistrement en continu est impossible, les enregistreurs sont munis d'un déclencheur à inertie mis en route par les premières secousses du séisme. La plupart des sismographes sont de type pendulaire. Ils sont constitués d'une masse et d'un bâti lié au sol, qui porte également le système d'enregistrement. Un mouvement du sol va entraîner un mouvement du bâti, puis un mouvement relatif entre la masse et le bâti. C'est donc ce mouvement relatif qui est amplifié par un système mécanique puis enregistré. Un système d'amortissement permet d'obtenir une bonne restitution du mouvement du sol. En l'absence d'amortisseur, la masse peut continuer à osciller malgré l'arrêt des vibrations du sol. De là, peuvent naître des oscillations qui ne sont pas dues au mouvement du sol. Le sismomètre mesure le déplacement total du sol, c'est-à-dire les trois formes de ce mouvement : la translation, la rotation et la déformation. Ainsi, on utilise deux capteurs de mouvements horizontaux placés perpendiculairement l'un à l'autre suivant les axes Nord-sud et Est-ouest, et un troisième suivant l'axe vertical. Actuellement, on peut enregistrer, sur un même appareil, les ondes de volume et de surface si on prend un sismographe de très large bande, couvrant ainsi un large domaine de fréquences (0.05 à 100Hz). Aujourd'hui, l'enregistrement numérique a remplacé l'enregistrement analogique, si bien qu'aucune information n'est perdue et qu'on peut la traiter numériquement directement. Un sismologue doit avoir de bonnes connaissances en traitement numérique du signal. I. 2. Le sismogramme : Le sismogramme est l'enregistrement graphique donné par le sismographe, le temps est représenté en abscisse et la vitesse ou l'accélération du sol est représentée en ordonnée. Les vitesses des ondes sismiques étant très rapides, de l'ordre de plusieurs kilomètres par seconde, il est utilisé des capteurs couplés à des horloges très précises et parfaitement synchronisées afin de restituer la position du sol dans le temps avec une précision de quelques millisecondes (utilisation d'horloges à quartz). L'étude d'un sismogramme nous permet d'étudier la propagation (vitesse et trajectoire), la nature des différentes ondes ainsi que leur temps d'arrivée à partir du foyer. Les mouvements de la Terre sont continuellement enregistrés. Ainsi, en l'absence de séismes, le sismogramme enregistre un bruit de fond généré par les variations atmosphériques, l'activité marine, les activités humaines, et les microséismes. Comme les ondes P sont plus rapides que les ondes S, sur le sismogramme, on peut détecter un décalage entre le début de l'enregistrement des deux types d'ondes. La différence des temps d'arrivée de ces deux phases dans une même station permet d'avoir la distance épicentrale (?). Les ondes L (de Love) sont des ondes qui restent à la surface de la Terre, leur trajet est donc plus long que celui des ondes P et S qui passent à l'intérieur du globe. Ces trois types d'ondes se retrouvent le plus souvent sur les sismogrammes : les ondes P qui sont les premières à arriver sont caractérisées par un écart de la ligne zéro, plus ou moins brutal, une amplitude moyenne, une fréquence importante et un amortissement rapide. les ondes S sont les plus difficiles à distinguer sur la composante verticale, elles ont une amplitude moyenne à forte, une fréquence un peu plus faible et un amortissement rapide. Les ondes L sont caractérisées par une amplitude plus importante, une fréquence faible et un amortissement plus lent. Les sismographes ont été développés au XIXème siècle et sont capables de détecter à de grandes distances les ondes émises par les tremblements de terre. Leur utilisation a permis, dés 1930, de reconnaître que la source de ces derniers (le foyer) se trouve à l'intérieur de la Terre. Le sismogramme permet de faire de nombreux calculs afin d'évaluer la magnitude du séisme enregistré, d'évaluer son énergie et ainsi de comparer les séismes entre eux. II. L'étude des séismes : II. 1. La magnitude : La magnitude d'un séisme est une grandeur intrinsèque du séisme, indépendante du lieu d'observation et des témoignages de la population. La magnitude dépend du choc initial et de la profondeur du foyer. Ce sont les tremblements de terre superficiels qui sont les plus redoutables. La notion de magnitude a été introduite en 1935 par l'américain Charles Francis Richter pour les séismes locaux Californiens, afin d'estimer l'énergie libérée au foyer, et de comparer les séismes entre eux. A partir de sismographes qui détectaient les vibrations horizontales du sol, il a attribué la magnitude 3 pour un séisme distant de 100 kilomètres et dont l'amplitude maximale était d'un millimètre. Cependant, comme le sismographe utilisé par Charles Richter avait une amplification de 2800, le déplacement du sol n'est pas d'un millimètre mais de 1/2800, soit 0.4 micromètres, ce qui, pour être mesuré, exige un appareil très sensible. Il a défini la magnitude en prenant le logarithme décimal de l'amplitude observée sur le sismogramme, celle-ci étant exprimée en micromètres. Alors qu'il existe, suivant le lieu, plusieurs intensités pour un même tremblement de terre, il est caractérisé par une seule magnitude. La magnitude « m » à partir des ondes de volume correspond à la formule : m = log (u1/T1) + f1 (?,h) + C1 où : -u1 : amplitude maximum. -T1 : période d'une phase. -f1(?,h) : compense l'amortissement du signal sismique en fonction de la distance « ? » et de la profondeur « h ». -C1 : qui dépend du type de capteur et de la région du séisme. Les valeurs de « m » n'étant pas toutes les mêmes dans les différentes stations pour un même séisme, « m » était alors la valeur moyenne calculée dans plusieurs stations du réseau mondial normalisé WWSSN( World Wide Network of Standard Seismographs). On peut, d'autre part, définir la magnitude M des séismes superficiels à partir des ondes de surface : M = log (u2/T2) + 1.66*log (?) + 3.30 + C2 avec les variables définies ci-dessus . Dire que ce sont des formules empiriques La magnitude de Richter mesure l'énergie émise sous forme d'ondes. La relation qui existe entre la magnitude et l'énergie sismique montre qu'un séisme de magnitude 7 libère à lui seul autant d'énergie qu'une trentaine de séismes de magnitude 6. Ou encore, pour un séisme de magnitude 5, l'énergie émise correspond à l'énergie dégagée par la bombe nucléaire qui a détruit Hiroshima. L'énergie tectonique est dissipée en chaleur et en ondes dans des proportions gigantesques lors d'un grand séisme : celui de 1906, le long de la faille de San Andréas, qui avait une magnitude de 8.25 a dissipé environ 1017 joules d'énergie en 60 secondes (une partie seulement s'est transformée en secousses du sol). La magnitude « M » est liée à l'énergie « E » libérée au foyer du séisme par l'égalité : Log E (ergs) = 4.8 + 1.5*M (un erg équivaut à 10-7 joules). Attention, l'argument d'un log doit être sans dimension : il faut donc ramener l'énergie à une énergie de référence, du type E/E0 La valeur de l'énergie est multipliée par 32 lorsque la magnitude augmente d'une unité. De par cette formule, on aboutit à l'échelle de Richter : Magnitude : Energie en joules : 3 1.99*109 4 6.31*1011 5 1.99*1012 6 6.31*1013 7 1.99*1015 8 6.31*1016 9 1.99*1018 Les séismes de plus fortes amplitudes sont plus rares que les séismes légers, comme le montre le tableau suivant : Magnitude Ms : 8 7 6 5 4 3 Nombre au dessus de la magnitude : 1 à 2 20 100 1500 7500 Plus de 100000 A partir de ce tableau, on parle de régions asismiques pour les régions où peu de séismes sont détectés mais dans le sens propre du terme, il n'existe pas de régions asismiques du fait du mouvement perpétuel de notre planète. Lorsque le séisme a un hypocentre très profond, la magnitude Ms est faible. Estimer l'importance d'un séisme n'est donc pas possible par l'analyse d'un seul type d'ondes. II. 2. L'énergie : Les physiciens ont créé un modèle de la source du séisme afin de l'étudier du point de vue de leur discipline. Le but est de simuler le rayonnement sismique loin de la source, en assimilant la zone à l'origine du séisme à un point. Lorsqu'un glissement se produit sur une faille, celle-ci tend naturellement à tourner dans le sens du glissement. Une réaction élastique s'ensuit alors : le milieu qui entoure la faille résiste à cette rotation, en fournissant une rotation égale et de sens opposé à celle de la faille principale. Il y a donc deux couples en action : l'un provenant de la faille, et l'autre du milieu. Grâce à ce modèle du double couple, les physiciens peuvent appliquer les lois de la mécanique newtonienne dans l'étude des séismes, notamment celle selon laquelle dans un système fermé, la résultante des forces et des moments est nulle. Le modèle du double couple permet de calculer le moment sismique. Celui-ci quantifie l'énergie mécanique rayonnée par la source sismique. Deux méthodes permettent de calculer le moment sismique : la plus courante est d'analyser des sismogrammes enregistrés à différentes stations (non traité). Il est à noter que l'énergie est proportionnelle au carré de la vibration émise par la source dans une direction donnée ; elle suit les rayons sismiques. dans certains cas, on peut estimer les trois paramètres géométriques de la rupture : * µ : coefficient de rigidité du milieu (en N.m-2). *S : surface de faille qui a subi la rupture (en m2). On l'exprime en fonction de la longueur (L) de la rupture en surface, du pendage du terrain (p) et de la profondeur (z) de l'hypocentre : S=L*z/sin (p). * D : glissement sur la faille (en m). Le moment sismique est alors : M0 =µ*S*D (en N.m) Il existe différents types de magnitude, dont la magnitude d'énergie qui permet de quantifier sur une échelle simple le moment sismique. La valeur 10 correspond à la limite supérieure théoriquement possible du moment sismique, elle n'a pas encore été observée sur le terrain. La relation donnant la magnitude d'énergie (ou de moment) est : Mw = (2/3) * log M0 - 6. L'étude de nombreux séismes a permis d'établir une loi d'échelle entre la magnitude de moment (ou d'énergie) d'un tremblement de terre, le déplacement sur la faille, la longueur de faille active et la durée de la rupture au foyer : Longueur de la faille activée (km) Déplacement (m) Magnitude (Mw) Durée de la rupture (s) 800 250 50 10 3 1 8 5 1 0.2 0.05 0.02 9 8 7 6 5 4 250 85 15 3 1 0.3 Le moment sismique permet aussi de calculer l'énergie rayonnée E (en J). La relation est : log E = log M0 + log (c/2µ), où c est un coefficient. Pour des chutes de contraintes de 30.105 Pa (valeur moyenne lors de séismes). La relation devient : log E = log M0 - 4,3. L'énergie rayonnée augmente de façon linéaire avec le moment sismique. Il existe d'autres formes de dissipation d'énergie que l'énergie rayonnée : L'énergie thermique : elle ne peut quasiment pas être mesurée. Elle doit sa présence aux frottements des deux parties de la faille entre elles. Une fusion des roches peut alors se produire à cet endroit. L'énergie thermique représente 1/10e de l'énergie totale. L'énergie élastique : elle est stockée dans le milieu avoisinant, conditionne la distribution des répliques et le déclenchement d'autres séismes. Le rendement sismique est le rapport de l'énergie sismique rayonnée sur l'énergie totale. Il serait probablement inférieur à 10 %. II. 3. Les mécanismes au foyer : L'étude des séismes permet de comprendre la déformation des roches. Un mécanisme au foyer permet de déterminer quel type de faille est à l'origine du séisme, l'orientation de cette faille, ainsi que la direction de glissement des blocs sur cette faille. Cela nous indique si le mouvement associé est de nature convergente, divergente ou coulissante. On illustrera le cas théorique d'une faille décrochante telle que celle modélisée ci-dessous. La théorie des mécanismes au foyer utilise les informations obtenues sur le premier mouvement reçu à la station. Ainsi, la composante Nord-sud d'un sismographe placé en A sera en dilatation alors que pour une station en B, elle sera en compression. A gauche, déplacements des roches de la faille, s'approchant ou s'éloignant des stations d'enregistrement. A droite, quadrants compressifs (représentés par convention en noir) et extensifs (en blanc). Le plan de faille et le plan auxiliaire sont caractérisés par une amplitude du mouvement nulle. De manière générale, pour déterminer le mécanisme au foyer, on centre, tout d'abord, une sphère autour du foyer du séisme. On reporte sur cette sphère le type de mouvement, compressif ou extensif, et on projette la demi-sphère inférieure sur un plan horizontal. Le plan ainsi obtenu contient des zones en extension et des zones en compression, séparées par les projections des plans de faille et auxiliaire. Puisqu'il existe de nombreuses stations distribuées à la surface du globe, il est possible de déterminer pour chacune d'entre elles quel était le premier mouvement reçu sur l'enregistrement. Au vu des quadrants, il est a priori impossible de distinguer entre le plan de faille du plan auxiliaire (plan perpendiculaire au plan de faille). Seules les données de terrain permettent de choisir entre ces deux plans. Chaque type de failles donne généralement un mécanisme au foyer particulier : * Les failles normales résultent d'un étirement des roches initiales (divergence), ce que l'on retrouve au niveau des dorsales océaniques. Faille normale (vue en coupe) et diagramme de mécanisme au foyer correspondant. Les flèches indiquent le mouvement relatif des deux blocs. * Les failles inverses qui résultent de mouvements de rapprochement entraîne un raccourcissement des terrains initiaux. On les trouve dans les zones de convergences. Faille inverse (vue en coupe) et diagramme de mécanisme au foyer correspondant. Les flèches indiquent le mouvement relatif des deux blocs. * Les failles en décrochement provoquent un déplacement des blocs uniquement dans le sens horizontal et sont associées aux zones de convergence. Faille en décrochement (vue de dessus) et le diagramme au foyer correspondant III. Les effets : III. 1. L'intensité : L'intensité d'un séisme est définie pour un lieu donné et par rapport aux effets produits par ce séisme. La mesure des effets se fait : soit par les observations ou perceptions des humains (réveil, chute d'objets, fissures, ...) et par le comportement des animaux, soit par les dégâts plus ou moins importants causés aux constructions (effets macrosismiques). On ne tient pas compte du nombre de victimes, car celui-ci est lié au type d'habitat local, à la densité de population et à l'heure du séisme. En général, plus le lieu d'observation est éloigné de l'épicentre du séisme, plus l'intensité d'un séisme décroît, mais elle varie aussi selon la structure géologique. Les terrains faits de roches molles (sable, vase, argile et remblais) sont plus souvent liés à de fortes intensités, au contraire des terrains constitués de roches plus solides (grès). Lorsqu'on quantifie un séisme, on dépasse cette multitude d'intensités pour calculer l'intensité à l'épicentre (intensité épicentrale), laquelle est le plus souvent théorique, un habitat humain ne s'y trouvant pas forcément. L'intensité d'un séisme est estimée d'après les témoignages des habitants, lesquels sont synthétisés sur une carte d'intensité. On y reporte les courbes d'égale intensité (les isoséistes). La zone de plus forte intensité est l'épicentre macrosismique. Il peut être différent de l'épicentre réel, dit microsismique. Plusieurs échelles d'intensité ont été définies : - La première date de 1880 et a été définie par l'Italien Rossi et le Suisse Forel. - Les autres échelles en sont issues, et ce sont les plus utilisées : l'échelle de Mercalli qui date de 1902 et qui a été modifiée en 1956, l'échelle MSK créée en 1964, du nom des trois sismologues européens Medvedev, Sponheuer et Karnik. EMS 98 (European Macroseismic Scale 1998), adoptée par les pays européens. Ces échelles comportent douze degrés d'intensité croissante, notés en chiffres romains. Toutes ces échelles se ressemblent. En voici un exemple : L'échelle EMS 92 est l'ébauche de l'échelle EMS 98 utilisée par la France depuis janvier 2000. degré Secousse observations I imperceptible la secousse n'est pas perçue par les personnes, même dans l'environnement le plus favorable. II A peine ressentie les vibrations ne sont ressenties que par quelques individus au repos dans leur habitation, plus particulièrement dans les étages supérieurs des bâtiments. III faible L'intensité de la secousse est faible et n'est ressentie que par quelques personnes à l'intérieur des constructions. Des observateurs attentifs notent un léger balancement des objets suspendus ou des lustres. IV ressentie par beaucoup Le séisme est ressenti à l'intérieur des constructions par quelques personnes, mais très peu le perçoivent à l'extérieur. Certains dormeurs sont réveillés. La population n'est pas effrayée par l'amplitude de la vibration. Les fenêtres, les portes et les assiettes tremblent. Les objets suspendus se balancent. V forte Le séisme est ressenti à l'intérieur des constructions par de nombreuses personnes et par quelques personnes à l'extérieur. De nombreux dormeurs s'éveillent, quelques-uns sortent en courant. Les constructions sont agitées d'un tremblement général. Les objets suspendus sont animés d'un large balancement. Les assiettes et les verres se choquent. La secousse est forte. Le mobilier lourd tombe. Les portes et fenêtres battent avec violence ou claquent. VI légers dommages Le séisme est ressenti par la plupart des personnes, aussi bien à l'intérieur qu'à l'extérieur. De nombreuses personnes sont effrayées et se précipitent vers l'extérieur. Les objets de petite taille tombent. De légers dommages sur la plupart des constructions ordinaires apparaissent: fissurations des plâtres; chutes de petits débris de plâtre. VII dommages significatifs La plupart des personnes sont effrayées et se précipitent dehors. Le mobilier est renversé et les objets suspendus tombent en grand nombre. Beaucoup de bâtiments ordinaires sont modérément endommagés: fissurations des murs; chutes de parties de cheminées. VIII Dommages importants Dans certains cas, le mobilier se renverse. Les constructions subissent des dommages: chutes de cheminées; lézardes larges et profondes dans les murs; effondrements partiels éventuels. IX destructive Les monuments et les statues se déplacent ou tournent sur eux-mêmes. Beaucoup de bâtiments s'effondrent en partie, quelques-uns entièrement. X très destructive Beaucoup de constructions s'effondrent. XI dévastatrice La plupart des constructions s'effondrent. XII catastrophique Pratiquement toutes les structures au-dessus et au-dessous du sol sont gravement endommagées ou détruites. III. 2. Les effets : L'essentiel des effets des séismes proviennent des vibrations provoquées par les ondes. La vitesse de propagation des ondes est assez stable en profondeur, mais elle varie fortement selon la nature et la compacité des sols, à la surface. Ainsi, les ondes de cisaillement iront de 3000 m/s dans un granite sain, à 500 m/s dans le même granite altéré, et elles iront de 1000m/s dans des sédiments compactés à moins de 50 m/s dans des vases (sédiments non compactés). De là, la propagation et l'amplitude des ondes vont varier selon l'hétérogénéité du sol. Les effets destructeurs d'un séisme sont de deux sortes, les effets directs et les effets induits. * Les effets directs : Les effets directs concernent les déformations liées aux vibrations résultant du passage des ondes. Si les effets directs possibles d'un séisme s'analysent au préalable de manière régionale, des particularités locales peuvent modifier de manière significative ces effets. Ainsi la configuration (topographie, géologie) du terrain peut faire changer les valeurs du signal vibratoire (amplitude, fréquence). Chaque bâtiment a sa propre fréquence: 0,5 Hz pour les tours de plus de trente étages, et 10 Hz pour les maisons individuelles. Les ondes qui se déforment, par résonance, amplification, amortissement, peuvent avoir la même fréquence que les bâtiments. Dans ce cas-là, les constructions concernées s'écroulent comme des « châteaux de cartes », car on a une grande amplification de l'énergie véhiculée par les ondes. C'est ce qui s'est produit pour les bâtiments de 8 à 20 étages, pendant le séisme de Mexico en 1985, avec une amplification de facteur 10 des ondes. On peut dire sommairement qu'une amplification d'un facteur 10 correspond à une augmentation de la magnitude de 2 degrés dans le cas d'un site très défavorable. * Les effets induits : Il s'agit de l'ensemble des mouvements de terrain (glissements, effets sur les eaux courantes, chutes de blocs, embâcles) pouvant être provoqués par un séisme. Il convient d'y ajouter la liquéfaction des sols, phénomène qui ne se produit que sous sollicitation sismique. En dehors de tout effet local, seul un séisme majeur est susceptible de générer des effets induits. Certaines particularités du relief peuvent amplifier les effets des vibrations. En effet les constructions placées au sommet d'une colline subiront plus les vibrations que celles situées à sa base. Dans d'autres cas c'est la nature du sous-sol qui est responsable de l'amplification des secousses telluriques. Par exemple, à Grenoble en 1995 : un petit séisme de magnitude 2.5 secoue une petite localité à une vingtaine de kilomètres au Nord-est de Grenoble. Le séisme est plus fortement ressenti dans l'agglomération grenobloise qu'en d'autres points pourtant situés à la même distance de l'épicentre. Alors que l'énergie du séisme est amortie et absorbée par le sous-sol rocheux dans la cuvette grenobloise, remplie d'alluvions, les secousses sont plus importantes et durent plus longtemps. Pour simplifier, on peut imaginer qu'une fois dans la cuvette, les ondes se réfléchissent sur les parois rocheuses, \"un peu à la manière des vaguelettes qui frappent les bords d'une piscine\" (LE MONDE du 01/12/1999). On peut noter, dans les effets induits, des phénomènes comme le tsunami, qui est un raz-de-marée, ou encore des effets sur les personnes et sur la biocénose comme des morts humaines et animales et des abandons de ville,? Conclusion : Ouvrages : Géologie, objets et méthodes, Jean Ducourt, Jacques Paquet, éditions Dunod, 1944. Eléments de géologie, Maurice Renard, Charles Pomerod, éditions Armand Colin, 1965. Géophysique et géologie, Louis Lliboutry, éditions Masson, 1998. Géophysique, Michel Cara, éditions Dunod, 1989. Les tremblements de terre en France, J.Vogt, éditions du BRGH, 1979. Physique de la Terre solide, Christophe Laisoque, Jean Virieux, édition collection géosciences GIB, 2001. Les tremblements de terre, Bruce A.Bolt, Bibliothèque pour la science, diffusion Belin, 1982. Revues : Risques infos n°13, Pierre-Yves Bard, juin 2002 Le Monde, 01 décembre 1999 Sites : http://eost.u-strasbg.fr/pedago/fiche1/magnitude.fr.htm http://knet.free.fr/cours/svt12.htm http://www.multimania.com/profs/travaux/guilhem1/htm http://www.seismo.nrcan.gc.ca/questions/questions_f.html   http:// www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s1/seismes.html