Sismicité de la zone étudiée

a Entité géologique

Les Alpes résultent de l’ouverture puis de la re-fermeture d’un océan, la Téthys alpine. Son ouverture au Lias conduit à des dépôts de sédiments qui forment la majeure partie des roches sédimentaires visibles dans les Alpes. Les différentes unités paléogéographiques qui se mettent en place durant cette période constituent la base des zones métamorphiques et tectoniques très complexes visibles sur la figure II.6. C’est ce qui explique que d’une vallée voire d’un village à l’autre, les édifices ne soient pas bâtis avec les mêmes matériaux. Au Crétacé Supérieur, l’ouver-ture de l’Atlantique Nord provoque le rapprochement de l’Afrique et l’Europe et des mouvements de subduction qui expliquent l’existence des schistes lustrés en Vanoise à partir du plancher

océa-nique Ligure, ou des flyschs métamorphiques de la vallée de Chamonix à partir du plancher du Valais. Dès l’Oligocène une collision continentale entre les marges Européenne et Apulienne pro-voque de grands charriages et d’une manière générale, une importante déformation compressive. À l’inverse, l’histoire la plus récente des Alpes occidentales internes, selon les recherches de ces quinze dernières années, est dominée par des processus extensifs (Sue et Tricart, 2003). Dans la partie interne l’extension cassante est prépondérante, alors que le régime tectonique de la zone externe est décrochant et compressif (Kastrup et al., 2004). Cette activité tectonique explique la grande complexité géologique de la zone qui nous intéresse, Mont Blanc, Beaufortain, Vanoise et Maurienne, visible en figure II.6 (Gidon, 1977) :

Fig. II.6 Carte structurale et géologique simplifiée des Alpes occidentales

Le domaine "péri-alpin" en jaune et gris sur la figure II.6 regroupe les parties les plus proches des marges, peu raccourcies et métamorphisées lors de l’histoire alpine. Le domaine interne regroupe les parties plus proches du rift et le plancher océa-nique, qui ont subi un métamorphisme et un rac-courcissement plus fort. Très complexe, il com-prend des nappes de charriages comme le Briançon-nais, la Maurienne, le Beaufortain. L’ancien fond océanique se retrouve localement le long de la su-ture identifiée dans les Alpes sous forme de « roches vertes » que sont les ophiolites. Entre les deux, le domaine externe comprend les massifs éruptifs en rouge, bleu et vert. Les roches cristallines prédo-minent dans les régions centrales les plus élevées et les calcaires dans les parties plus basses.

Outre la grande multiplicité de roches dispo-nibles due à une géologie complexe, notons que les profils des vallées étudiées sont globalement identiques : orientées Est/Ouest comme la zone de subduction, elles sont encaissées, comme souligné dans la description des zones étudiées. Toutes les églises, exceptées celles en fond de vallée implantées sur des sédiments, seront donc confrontées aux mêmes problèmes sur les versants.

b Sismicité historique

L’annexe D rappelle brièvement les définitions de Io, ML et MS, et les équivalences ente intensité, ressenti et dommages. Ces mouvements tectoniques, illustrés en figure II.7, induisent aussi une sismicité non négligeable. En effet la plaque Afrique continue à remonter de 4 à 6 mm/an et provoque la fermeture du domaine océanique et la collision des marges (Lemoine et al., 2000). Dans la zone qui nous intéresse, l’accommodation se poursuit par une extension de l’ordre de 1 mm/an perpendiculairement à l’axe de la chaîne (Nocquet et Calais, 2004). Bien que les taux de déformation dans les Alpes soient nettement inférieurs à ceux d’Afrique du Nord et d’Italie, les Alpes occidentales sont tout de même affectées par différents essaims de séismes. On distingue deux domaines tectoniques majeurs liés aux domaines géologiques exposés ci-dessus. - les Alpes internes au niveau des arcs briançonnais et piémontais connaissent des événements de magnitude relativement faible à modérée inférieure à 5, même si l’intensité épicentrale de certains séismes historiques a dépassé VII comme ceux de Guillestre, Io=VII en 1884, de Briançon, Io=VII en 1904 ou de Saint-Paul-sur-Ubaye, Io=VII-VIII en 1959.

- les zones le long du Chevauchement Pennique Frontal, soit le Valais, le massif de Belledonne et la bordure Ouest de la plaine du Pô, ont connu plusieurs séismes ayant entraînés des dégâts importants. Des séismes du Valais ont été ressentis dans notre zone d’étude, dont ceux de Brig du

Fig. II.7 Tectonique des plaques du Bassin méditerranéen

Fig. II.8 Les failles sismiques en région Rhône-Alpes - carte BRGM

9 décembre 1755, Io=VIII-IX, et de Visp, du 25 juillet 1855, Io=IX, ressenti VI-VII à Chamonix et VI à Moûtiers. Les deux répliques du séisme de Sierre du 25 janvier et 30 mai 1946, Io=VII et Io=VII-VIII ont été ressentis de Io=VI à Vallorcine à Io=IV à La Chambre et Bourg Saint Maurice. Dans la partie italienne, le séisme du 2 avril 1808 au sud-Ouest de Turin, Io=VIII, a été ressenti de Io=VI-VII à Bessans à Io=IV-V à Chambéry, provoquant des effets hydrologiques en Maurienne et à Saint-Gervais les Bains. Nous listons en annexe D les séismes historiques dont l’intensité macrosismique rapportée à l’échelle EMS-98 a atteint ou dépassé VI dans notre

a) b)

Fig. II.9 a) Stations d’enregistrements dans les Alpes. b) Sismicité entre 1989 et 2012. Pro-fondeur du foyer : couleurs ; Magnitude : taille des cercles ; Disques blancs : séismes historiques majeurs. Réseau Sismalp, http ://sismalp.obs.ujf-grenoble.fr

zone d’étude. Les plus importants sont placés sur la figure II.9. Nous avons indiqué autant que possible, en s’appuyant sur les archives ouvertes du Bureau de la Recherche Géologique et Minière (BRGM) et sur la bibliographie disponible, les dommages associés.

Le Réseau Accélérométrique Permanent (RAP) et celui du projet Sismalp enregistrent depuis les années 1990 les mouvements du sol dans les Alpes. Ils ont permis de mieux comprendre la faille bordière de Belledonne orientée NE-SW sur laquelle plusieurs séismes importants se sont produits comme ceux de Corrençon en 1962 (ML = 5,3), de Faverges en 1980 (ML = 4,7), du Grand Bornand en 1994 (ML = 5,1), d’Annecy-Epagny en 1996 (ML = 5,3) et de Vallorcine en 2005 (M_L = 5,3). La carte II.9 présente une sélection de la sismicité observée par le réseau Sismalp entre 1989 et 2012 dans notre zone d’étude. La couleur indique la profondeur du foyer. La taille des symboles est proportionnelle à la magnitude enregistrée. Les séismes historiques d’intensité maximale supérieure ou égale à VII-VIII sont indiqués par des disques blancs.

c Effets de site dans les hautes vallées

Les stations du RAP ont aussi permis de confirmer l’existence d’effets de site dans certaines vallées alpines qui peuvent entraîner des mouvements de sol supérieurs à ceux utilisés dans les règles nationales (Gueguen et al., 2007; Péquegnat et al., 2008). Tout d’abord les parties basses de ces vallées, notamment la Combe de Savoie et le bas de la vallée de Chamonix, sont à fond rocheux mais couvertes de sédiments résultant du remplissage des anciens lacs glaciaires. Les

a) b)

Fig. II.10 Séisme du 23 février 2004, bassin de Grenoble : M_L=5,1 R=240km. a) Localisation des stations d’enregistrement. b) OGMU, station de référence au rocher. (Péquegnat et al., 2008)

caractéristiques mécaniques de ces différentes couches géologiques provoquent une augmentation de l’amplitude des enregistrements de la secousse sismique et de sa durée, comme on peut le voir en figure II.10 pour la ville de Grenoble. D’autre part les données recueillies par ces réseaux ont également souligné la complexité du champ d’ondes dans des milieux stratifiés 3D : géométrie des reliefs et des bassins complexe, effet de bords de bassin, focalisation des ondes de surface... La quantification de ces différents effets est un objet de recherche. À Grenoble, ces phénomènes conduisent à une multiplication par 10 ou 20 des accélérations du sol par rapport au site de référence au rocher situés sur les bords du bassin, notamment dans la bande de fréquence des bâtiments qui nous intéressent : 2-10Hz, comme on peut le voir en figure II.10.

d Zones de sismicité réglementaires

Notre zone d’étude est située en Savoie et en Haute-Savoie où, comme souligné en I.2.1, le nouveau zonage sismique s’est traduit par une augmentation du niveau d’aléa. En effet l’ancien zonage sismique les qualifiait d’un aléa faible à très faible (1a et 1b), tandis que le nouveau zonage identifie un aléa modéré (3) à moyen (4). La répartition des cantons entre zones 3 et 4 dans notre zone d’étude est décrite en figure II.11. Nous avons donc recensé et relevé toutes les églises et chapelles des communes classées en zones 4 pour bâtir la méthode de diagnostic sismique. Nous nous sommes aussi penchés sur les 20 églises construites au XVIIe et XVIIIe dans les communes classées en zone 3 de Moyenne Maurienne et de Moyenne Tarentaise pour augmenter le nombre d’églises sur lesquelles s’appuyer pour déterminer des types et des constantes structurelles du baroque savoyard. Nous n’en avons pas effectué de relevés complets, mais cela nous a permis de valider les types structurels que nous proposons en II.3 et de discuter l’éventuelle adaptation des constructions à la sismicité. Dans le bas des vallées les églises à disposition en zone 4 suffisaient à déterminer les buts et caractéristiques des principales modifications. Nous nous sommes limités aux chapelles de zone 4 car elles sont très nombreuses quelles que soient la zone géographique et la commune considérées.

Fig. II.11 Zonage sismique de la zone étudiée. Orange : zone 3, agr = 1,1m/s2; Rouge, Zone 4, agr = 1,6m/s2.