Magnitude et intensité d’un séisme

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Les ondes sismiques

Les ondes sismiques sont des ondes causées par la upture de roche à l’intérieur de la terre ou par une explosion. Elles se succèdent et se superposent sur les enregistrements des sismomètres.
On a deux types d’ondes sismiques qui se propagent dans toutes les directions : les ondes de volume et les ondes de surface.

Les ondes de volume

Les ondes de volume traversent la Terre. Elles se propagent à l’intérieur du globe, les ondes de volume arrivent avant les ondes de surface. On a deux types d’ondes de volume :
Le premier type d’ondes de volume est donc l’onde P ou ondes primaires, appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales. Les ondes P compriment et étirent alternativement les roches. Le déplacement du sol qui accompagne leur passage se fait par dilatation et compression successives, parallèlement à la direction de propagation de l’onde. Ce sont les ondes les plus rapides et elles sont les premières à être enregistrées sur un sismogramme.
Les ondes S ou ondes secondaires, appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes transversales apparaissent en second sur les sismogrammes. L’onde S se propage en cisaillant les roches latéralement à angle droit par rapport à sa direction de propagation. La vitesse des ondes S est plus lente que celle des ondes P et elles ne se propagent que dans les milieux solides. A leur passage, les mouvements du sol s’effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l’onde.

Les ondes de surface

Les ondes de surface se propagent parallèlement à sa surface. Ce sont des ondes guidées par la surface de la Terre. Elles sont moins rapides que les ondes de volume mais leur amplitude est généralement plus forte. Il y a deux types d’ondesde surface :
Les ondes de Love : Leur déplacement est essentiellement le même que celui des ondes S sans mouvement vertical. Elles déplacent le sol d’un côté à l’autre dans un plan horizontal, perpendiculairement à sa d irection de propagation. Les ondes de Love provoquent un ébranlement horizontal qui est la cause de nombreux dégâts des fondations des édifices.

Les ondes de Rayleigh : Elles se propagent au voisinage de la surface de milieux homogène et non homogène Le déplacement est complexe, un mouvement à la fois horizontal et vertical, ellipti que en fait. Les ondes de Rayleigh se propagent à environ 4 km/s, elles sont moins rapides que les ondes de Love.

Magnitude et intensité d’un séisme

Il a deux méthodes pour mesurer la puissance d’un remblement de terre : sa magnitude et son intensité. L’intensité mesure les dégâts et les conséquences du séisme en un lieu donné, tandis que le magnitude mesure l’énergie libérée par le séisme. a) Magnitude d’un séisme
La magnitude consiste à mesurer l’énergie libéréeorsl d’un séisme. La notion de magnitude a été introduite en 1935 par l’Américain Charles Richterpour estimer l’énergie libérée au foyer d’un tremblement de terre et pouvoir ainsi comparer les séismes entre eux.
La magnitude n’est pas une échelle mais une fonctio logarithmique continue. En raison de ce caractère logarithmique, lorsque l’amplitude du mouvement ou l’énergie libérée par le séisme varie d’un facteur 10, la magnitude change d’une unité. Ainsi, un séisme de magnitude 7 sera dix fois plus fort qu’un évènement de magnitude 6, centfois plus fort qu’une magnitude 5.

La magnitude dite de Richter est basée sur la mesure de l’amplitude maximale des ondes sismiques sur un sismogramme. La magnitude se calcule à partir des différents types d’ondes sismiques en tenant compte de paramètres comme la distance à l’épicentre, la profondeur de l’hypocentre, la fréquence du signal, le type de sismographe utilisé, etc. Contrairement aux effets ressentis (intensité) qui diminuent avec la distance épicentrale, la taille d’un séisme ne dépend donc pas de l’endroit où le séisme a été enregistré.La magnitude d’un séisme est ainsi définie actuellement par la quantité suivante[25] :
M= log (A/T ) + termes correctifs = log v + termes correctifs
Où : A est l’amplitude maximum du déplacement du sol.
T est la période de l’onde dont on mesure l’amplitude, et v est la vitesse du sol

Magnitude de durée

La magnitude de durée est souvent utilisée, surtoutà l’échelle locale ou régionale, pour la micro sismicité et s’obtient comme son nom l’indique en mesurant la durée en seconde du signal sur le sismogramme : M d a1 a2 log10 a3
Avec : Δ distance épicentrale
On l’utilise également pour des séismes proches mais elle est définie à partir de la durée du signal .

Magnitude des ondes de volume

La magnitude d’ondes de volume mb est typiquement calculée pour des séismes se produisant à plus de 2000 kilomètres des stations sismiques avec une période d’une seconde. Elle peut être calculée rapidement car elle repose sur l’amplitude de l’arrivée des ondes dites P. mb log( A) Q(h,)
Où : T la période dominante
A est l’amplitude maximale mesurée, en micromètre
Δ est la distance épicentrale (en degré) h est la profondeur hypocentrale
Q est une fonction de calibration dépendantede la distance et de la profondeur du séisme donnée par des tables
Cette magnitude est définie pour tous les téléséismes et en particulier pour les séismes profonds, car ceux-ci génèrent difficilement des ondes de surface.
Pour les plus forts séismes (magnitude > 6), cette magnitude « sature », ce qui signifie que la valeur de mb n’augmente plus, même si la taille réelle du séisme augmente. Cette magnitude des ondes de volume est très pratique pour une magnitude inférieure à 6.

Magnitude des ondes de surface

Cette magnitude est basée sur la mesure de l’amplitude maximale des ondes de surface (en général l’onde de Rayleigh sur la composante verticale du sismomètre) en une période de 20 secondes.
M S log( A) 1.66 log 3.30
Où : T la période dominante
A est l’amplitude maximale mesurée, en micromètre
Δ est la distance épicentrale (en degré)
Elle ne sature que pour les très forts séismes (magnitude > 8). Elle est utilisée pour les séismes lointains, dits téléséismes, dont la profondeur est inférieure à 80 km

Le problème principal des magnitudes MS et mb est donc la saturation. Ce phénomène est associé à la période à laquelle s’effectue la mesure. Il est impératif que cette mesure soit faite à une période qui soit supérieure à la durée d’émissione dla source sismique. Or, pour les grands séismes, ce temps peut être très long.
De même, ces relations sont empiriques, ce qui veutdire qu’il n’y a pas de relation physique directe avec la taille du séisme.
La magnitude de moment a donc été créée pour pallier ces difficultés.

Magnitude de Kanamori

La magnitude de moment Mw est la seule magnitude que l’on peut directement relier à la physique de la source d’un séisme [11] (Kanamori et al, 1975). Mw est déduite (par des considérations théoriques) du moment sismiquem0 , produit de l’aire de la faille par le déplacement moyen sur la faille et la rigidité de al roche. En théorie, Mw ne sature jamais puisque m0 décrit complètement la rupture du séisme. Ils existent différentes manières de déterminer Mw. Le plus souvent, Mw est obtenue en modélisant et en ajustant les formes d’ondes ou les amplitudes de spectres générées sur des sismogrammes synthétiques pour qu’ils correspondent aux sismogrammes observés. Elle est définie pour les très gros séismes. On a donc [10] (Kanamori, 1983): M w 2 log(M 0 ) – 6
Avec : M 0 en dyne-cm et M0=µ S Δu
Où : µ est la rigidité du milieu,
S est la surface rompue durant le séisme, et
Δu est le déplacement moyen ayant eu lieu sur la faille

Magnitude Macrosismique Karnik 1969 M

Elle est calculée à partir de l’intensité du séisme.Elle établit une relation entre l’intensité et la magnitude et permet une évaluation de la magnitudedes séismes historiques.
M  0,441I 1,48 log R 0,48
Où : I est l’intensité macrosismique,
R est la distance focale, équivalente à h à l’épicentre.

Intensité d’un séisme

L’intensité d’un séisme est définie en un lieu parrapport aux effets produits par ce séisme, qu’ils soient seulement observés ou ressentis par l’homme(réveil, chute d’objets, fissures …) ou qu’ils aient causé des dégâts plus ou moins importants aux constructions. On parle alors d’effets macrosismiques. L’intensité d’un séisme dépend du lieu d’observation des effets causés par le séisme. Elle décroît généralement lorsqu’on s’éloigne de l’épicentre séismedu mais varie aussi selon la structure géologique. Une forte intensité est souvent associée à des zones de roches molles (sable, vase, argile et remblais), alors qu’on note une faible intensité dans des zones de roches plus solides (grès, granite,…).
Pour un séisme donné, on donne uniquement l’intensité à l’épicentre, la plus forte en général : c’est l’intensité épicentrale.

Plusieurs échelles d’intensité ont été définies.s Leplus utilisées sontl’échelle de Mercalliqui date de 1902 et qui a été modifiée en 1956 etl’échelle MSKcréée en 1964[24], du nom des trois sismologues européens Medvedev, Sponheuer et Karnik. Ces deux échelles comportent douze degrés notés généralement en chiffres romains deà IXII. Le degré I correspond aux secousses les plus faibles, à peine ressenties, le degré XII aux secousses les plus fortes.

Géologie de chaque zone a étudier

Zone d’Ankaratra

La zone d’Ankaratra est constituée d’un massif volcanique. Elle est caractérisée par un volcanisme plioquaternaire, s’exprimant sous forme de laves. Au pliocène inférieur, la zone a émis une première série effusive (rhyolite, andésite) et, du pliocène moyen jusqu’au sommet de l’holocène, une seconde série très continue (trachytes, trachyphonolytes, andésite, ankaratrites, basanites et basanitoïdes).

Zone d’Itasy

De même que celle de l’Ankaratra, l’Itasy est une zone volcanique. Elle est caractérisée par un volcanisme quaternaire s’exprimant sous forme de coulées massives de laves et de filons. Cette zone a été l’origine de deux séries émises à deuxériodesp différentes :
– une série inférieure, avec des trachytes et des basanitoïdes, dans la période pré-pléistocène ;
– une série supérieure, avec des trachytes, des ordanchytes, des basanitoïdes accompagnées de projections ultravulcaniennes terminales, dans la période pléistocène.

Zone d’Ambatofinandrahana

Une partie de cette zone appartient à la formation de l’unité tectono-metamorphisme d’Itremo, et une autre appartient à celle d’ Ikalamavony et Anta nanarivo. Elle est formée par de quartzites, de micaschistes et de marbres dolomitiques, affectée par un métamorphisme d’intensité relativement basse (Farcies Schistes Verts à Amphibolites). De m ême, elle est d’origine volcano-sédimentaire, de faciès Amphibolites. On y trouve ussia des granites et des gabbros. (collins 2002)

Zone de Famoizankova

Cette zone est affleurée de socle cristallin d’âge Archéen. Elle est constituée par un ensemble de Gneiss, de micaschistes avec intrusions granitiques. On trouve également dans cette région des roches basiques et ultrabasiques (amphibolites, gabbros, pyroxénolites,…). Cette zone est appartient à l’unité tectono-metamorphisme d’Antananarivo, Ikalamavony et Tsaratanana.

Zone d’Alaotra

C’est un fossé subméridien dans la partie centralede l’île, qui est formé de séries détritiques fluviatiles et lacustres dont les termes supérieurs appartiennent au Quaternaire récent. La zone d’Alaotra est constituée de granites à amphibolite et pyroxenite, avec une intercalation de roches basiques et ultrabasiques.

Zone d’Ouest-Alaotra

C’est un bassin d’effondrement pliocène. Elle a les mêmes caractères géologiques que celle de l’Alaotra.

Zone d’Ambohitrolona

La zone d’Ambohitrolona a toujours été identique àcelle de l’Alaotra.

La zone de Vohibory

Cette zone est affleurée par une formation géologique d’âge Katarchéen. Elle correspond à l’unité tectono-métamorphisme de Betsimisaraka. Elleest formée de gneiss, de micaschistes et de plusieurs ceintures de roches vertes métamorphisées dans le faciès granulite. De même, on y trouve des roches basiques et ultra-basiques (Périodites, Pyroxenolites).

Zone de Mahatsara

Elle est caractérisée par la formation géologique aged’ Archéen (série selico-alumineux et migmatite). Elle est constituée par de gneiss, khondalites, leptynite et quartzites.

Zone d’Andranomanitsy

Cette zone appartient à l’unité tectono-métamorphisme de Tolagnaro-Ampanihy et correspond au domaine de faciès granulite du Sud de l’île. Les lithologies (gneiss, leptynites, marbres, rares amphibolites) qu’on y trouve, reflètent une origine sédimentaire avec des intercalations volcanites acides. Dans cette région, les roches métamorphiques sont constituées par des granites et des charnockites. La formation géologique y estd’âge protérozoïque.

Table des matières

INTRODUCTION
PARTIE I : RAPPELS THEORIQUES
I-1) Rappels sur la sismologie
I-1-1) Glossaires sismologiques
I-1-2) Les ondes sismiques
a- Les ondes de volume
b- Les ondes de surface
I-1-3) Magnitude et intensité d’un séisme
a-1)-Magnitude locale M l
a-2)-Magnitude de durée
a-3)-Magnitude des ondes de volume
a-4)-Magnitude des ondes de surface
a-5)-Magnitude de Kanamori
a-6)-Magnitude Macrosismique Karnik 1969 M
b)- Intensité d’un séisme
I-1-4) La séquence du séisme
a) Les précurseurs choc :
b)- Le choc principal
c)- La réplique sismique
I-2)Méthodes utiliser pour évaluer les paramètres sismiques
I-2-1) Formes des catalogues
I-2-2) Evaluation de la magnitude maximale d’un séisme
I-2-3) Equation pour l’évaluation de la magnitude maximale d’un séisme
I-2-4) Évaluation de la valeur de λ et b, en utilisant la méthode de vraisemblance
PARTIE II : GEOLOGIE ET SISMICITE DE MADAGASCAR
II-1 Sismicité
II-2 : Contexte géologique
II-3 : Géologie de chaque zone a étudier
a- Zone d’Ankaratra
b- Zone d’Itasy
c- Zone d’Ambatofinandrahana
d- Zone de Famoizankova
e- Zone d’Alaotra
f- Zone d’Ouest-Alaotra
g- Zone d’Ambohitrolona
h- La zone de Vohibory
i- Zone de Mahatsara
j- Zone d’Andranomanitsy
PARTIE III : ACQUISITION ET TRAITEMENT
III-1 : Le réseau sismique Malagasy
III-2 Materiels
III-3 : Traitement des donnes sismiques
III-4 Les données utilisées
Partie IV : Méthodologie
V- RESULTATS ET INTERPRETATIONS
V-1 Résultats dans chaque zone
a- Zone d’Ambatofinandrahana
b- Zone de Famoizankova
c- Zone d’Itasy
d- Zone d’Ankaratra
e- Zone d’Alaotra
f- Zone d’Ouest Alaotra
g- Zone d’Ambohitrolona
h- Zone de Vohibory
i- Zone de Mahatsara
j-Zone d’Andranomanitsy
k-Zone de Belanitra
IV-2 Carte de risque
IV-3 Avantages et Inconvénient de la méthode
Conclusion

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