1.3 Conclusions sur la synthèse bibliographique
2.1.1 Causes des séismes
CARACT´ERISATION DU MOUVEMENT SISMIQUE
2.1 Mouvement du sol
2.1.1 Causes des séismes
- Les plaques tectoniques
Un séisme présente une secousse de la terre provoquée par la libération soudaine de l’énergie dans la croûte terrestre. Cette énergie peut provenir de différentes sources, telles que les dislocations de la croûte, les éruptions volcaniques, ou même par des explosions synthétiques ou de l’effondrement des cavités souterraines. À grande échelle, l’occurrence d’un séisme peut être expliquée par la théorie des processus tectoniques désignée sous le nom de "tectonique des plaques". L’origine de la théorie de la tectonique des plaques découle de la théorie de la dérive des continents et de l’expansion des fonds océaniques. Les plaques sont des grandes et stables dalles rigides en roche avec une épaisseur d’environ (100) kilomètres, formant la croûte ou la lithosphère qui est une partie du manteau supérieur de la terre.
La lithosphère se déplace de manière différentielle sur l’asthénosphère fondamentale, qui est une couche plus souple d’environ (400) kilomètres d’épaisseur à une profondeur d’environ (50) kilomètres dans le manteau supérieur. Des forces tectoniques importantes dues au mouvement relatif de l’ensemble Lithosphère-Asthénosphère se produisent aux bords des plaques. Ces forces provoquent des change-ments physiques et chimiques et affectent la géologie des plaques adjacentes. Cependant, seulement la lithosphère possède simultanément la résistance et le comportement fragile à la rupture entraînant de ce fait le mouvement des sols.Les plaques lithosphériques se déplacent de quelques centimètres par an dans des directions différentes, ce qui entraîne la formation de zones de divergence, de subduction, de collision et de coulissage.
Les séismes se produisent normalement à une profondeur de plusieurs dizaines de kilomètres, avec cer-tains qui se produisent de temps en temps à une profondeur de plusieurs centaines de kilomètres. La théorie des plaques tectoniques fournit une explication géologique simple et générale pour les séismes provenant des frontières des plaques ou inter-plaques, qui contribuent à (95%) du dégagement mondial de l’énergie sismique. Cependant, il est à noter que les séismes ne sont pas réservés aux frontières des plaques. La petite magnitude locale des séismes intra-plaques, qui peuvent se produire pratiquement n’importe où, peut causer des dommages considérables.
FIGURE2.1 – La tectonique des plaques - Les 03 types de mouvements
- Dislocation / Failles
Quand deux masses terrestres se déplacent l’une par rapport à l’autre, l’énergie de déformation élas-tique due aux processus tectoniques est stockée puis libérée par la rupture de la zone d’interface. Les blocs déformés retournent en arrière pour atteindre l’équilibre et le mouvement sismique est produit. Ce
processus est mentionné sous le nom Rebond élastique . La rupture en résultant dans la croûte
ter-restre se nomme une faille . Pendant la rupture soudaine de la roche dans la croûte fragile, des ondes
sismiques sont produites. Ces ondes se propagent à partir de la source du séisme le long des couches terrestres externes et leur vitesse dépend des caractéristiques du matériau à travers lequel elles se pro-pagent. Les caractéristiques des mouvements sismiques sont affectées par le mécanisme de glissement des failles actives. Les failles actives peuvent être classifiées sur la base de leur géométrie et la direction du glissement.
Plusieurs mécanismes de faille existent selon la façon dont les plaques se déplacent l’une par rapport à l’autre (Housner,1973). Les mécanismes des sources sismiques les plus connus sont présentés ci-dessous :
FIGURE 2.2 – Types de failles
Le foyer ou l’hypocentre d’un séisme est le point sous la surface où la rupture commence. La projection du foyer sur la surface se nomme épicentre. La réduction du foyer à un point présente l’approximation point-source. Cette approximation est utilisée pour définir les paramètres de l’hypocentre. Cependant, les paramètres définissant le foyer sont semblables à ceux qui décrivent la rupture et le mouvement de la faille. Les foyers sont localisés par des coordonnées géographiques, à savoir la latitude et la longitude, la profondeur focale et l’origine ou le temps d’occurrence. Le schéma suivant fournit une description des paramètres de source, à savoir distance épicentrale, distance hypo-centrale ou focale, et profondeur focale.
La plupart des séismes ont des profondeurs focales de l’ordre de (5) à (15) kilomètres, alors que les événements intermédiaires ont des foyers à environ (20) à (50) kilomètres et les séismes profonds se produisent entre (300) et (700) kilomètres au fond. Les trois types sont également désignés sous les noms de : foyer peu profond, foyer intermédiaire et foyer profond, respectivement. Les séismes dans la croûte terrestre ont normalement des profondeurs d’environ (30) kilomètres ou moins.
- Ondes sismiques
Les ruptures de failles provoquent des fractures de la croûte terrestre fragile et dissipent jusqu’à (10%) de l’énergie totale de la plaque tectonique sous forme d’ondes sismiques. La secousse sismique est gé-nérée par deux types d’ondes sismiques élastiques : ondes de surface et ondes de volume. Les ondes de volume se propagent à travers les couches terrestres intérieures. Elles incluent les ondes longitudinales ou primaires (ondes-P ) et les ondes transversales ou secondaires (ondes-S), elles se nomment également "des tremblements préliminaires". Les ondes (P) causent alternativement la compression et la traction, et quand ces ondes se propagent, le milieu se dilate et se contracte, tout en gardant la même forme. Ces dernières présentent des propriétés semblables aux ondes sonores, affichant des petites amplitudes et des périodes courtes, aussi ils peuvent être transmis dans l’atmosphère.
Les ondes (P) sont les ondes sismiques latérales avec un potentiel d’endommagement relativement faible. En revanche, la propagation des ondes (S), cause le mouvement vertical et horizontal. De telles ondes exercent des contraintes de cisaillement dans la roche le long de leurs trajectoires et sont ainsi également définies comme " ondes de cisaillement". Leur mouvement peut être séparé en composantes
horizon-tales (SH) et verticales (SV), toutes les deux peuvent causer des dommages significatifs. Les ondes de
cisaillement sont analogues aux ondes électromagnétiques, affichant de grandes amplitudes et de longues périodes, ils ne peuvent pas propager dans les fluides.
L’onde (P) se propagent plus rapidement, à des vitesses entre (1.5) et (8) kilomètres par seconde tandis que les ondes S sont plus lentes, généralement elles se propagent de (50%) à (60%) de la vitesse des ondes (P). La vitesse réelle des ondes de volume dépend de la densité et des propriétés élastiques de la roche et du sol qu’elles traversent. Les ondes de volume peuvent être décrites par l’équation de Navier pour un milieu infini, homogène, isotrope, élastique en l’absence des forces de volume. Les vitesses de propagation des ondes (P) et (S) dans un milieu élastique isotrope avec une densité (ρ), désignées
comme (νp) et (νs) respectivement, sont calculées comme suit : νp= s E(1 − ν) ρ(1 + ν)(1 − 2ν) (2.1) νs= s E 2ρ(1 + ν) (2.2)
Où (ν) est le coefficient de Poisson et (E) est le module de Young du milieu élastique Le ratio des vitesse P et S est :
νs νp = s 1 − 2ν 2(1 − ν) (2.3)
Et pour les valeurs (ν) caractérisant les sol de types ordinaires, i.e. (ν) compris entre (0, 3) et (0, 5)
0 ≤ νs≤ 0, 53νp (2.4)
Les équations (2.1) et (2.1) peuvent être utilisées avec les tracés d’ondes des enregistrements
sismo-grammes pour localiser les séismes dans le temps et dans l’espace. Pour des séismes peu profonds, les effets des courbures terrestres peuvent être ignorés et par conséquent un modèle planaire peut être em-ployé pour la propagation des ondes de volume. En supposant que les profils du sol sont homogènes
entre le foyer du séisme et les sites d’observation, la distance focale (M x) dépend linéairement sur le
décalage de temps (M t) entre les ondes P et S comme suit :
M x = νpνs
νp− νs M t (2.5)
Ainsi si les vitesses d’ondes (νp) et (νs) sont connues, la distance (∆x) est facilement évaluée. Pour une
évaluation rapide la formule d’Omori peut être utilisée (Kanai 1983) :
M x ' 7.42 M t (2.6)
(M x) et (M t) étant exprimés en kilomètres et secondes, respectivement. Dans l’équation (2.6) les
vi-tesses des ondes de volume sont supposées presque constantes dans une surface limitée. Les ondes de surface se propagent à travers les couches externes de la croûte terrestre. Elles sont produites par inter-férence constructive du déplacement des ondes de volume parallèle à la surface du sol et aux diverses frontières sous adjacentes. Les ondes de surface incluent les ondes Love (LQ) et les ondes de Rayleigh (LR). Puisque ces ondes induisent des déplacements généralement grands elles sont la cause également du "mouvement principal". Elles sont les plus éloignées par rapport à la source du séisme. Les ondes de surface sont les plus importantes dans les séismes peu profonds tandis que les ondes de volume sont
représentées dans les séismes à toutes les profondeurs. En raison de leur longue durée, les ondes de surface sont capables d’endommager considérablement les systèmes structuraux pendant les secousses
telluriques. Les ondes (LQ) sont produites par l’interférence constructive des ondes de volume SHet par
conséquent ne peuvent se propager à travers des fluides. Leur mouvement est horizontal et perpendicu-laire à la direction de leur propagation, qui est parallèle à la surface de la terre. Ces dernières ont de grandes amplitudes et de longues périodes.
Les ondes (LR) sont provoquées par interférence constructive des ondes love, telles que (P) et (SV ). Comme elles passent par les particules du sol, elles se déplacent sous forme d’ellipse rétrograde dont l’axe le plus long est perpendiculaire à la surface de la terre. Les ondes (LR) se caractérisent par une amplitude très grande et des formes d’onde régulières. Ces ondes sont plus lentes que les ondes (S). On
peut supposer que la vitesse (νLR) des ondes (LR) est donnée par l’équation de (Bolt, 1999) :
νLR' 0.92νs (2.7)
Pour un solide en couches, la vitesse (νLQ) des ondes (LQ) obéit généralement à l’inégalité suivante :
νS1< νLQ< νS2 (2.8)
Avec (νS1) et (νS2) les vitesses des ondes S respectivement dans les couches de surface et celles situées
plus profondément. Les ondes de surface sont plus lentes que les ondes de volume et les ondes (LQ) sont généralement plus rapides que les ondes (LR).