SÉISMES ET SISMOLOGIE - Effets des séismes

SÉISMES ET SISMOLOGIE - Effets des séismes

La carte de la répartition des séismes à la surface du globe, dressée à partir de l’analyse de la sismicité historique, ainsi que diverses autres données géodynamiques telles que la répartition du volcanisme, le paléomagnétisme ou la gravimétrie, sont à l’origine de la théorie de la tectonique des plaques, qui explicite la manière dont «fonctionne» la planète Terre.

Par le biais de cette théorie, l’article précédent a expliqué où et pourquoi naissaient les séismes à la surface de la planète; il est maintenant important de revenir à une échelle plus locale et d’examiner les effets et les conséquences des tremblements de terre au niveau des régions atteintes. Dans cet objectif, les échelles d’intensités, les cartes d’isoséistes, les cartes sismotectoniques, etc. permettent d’évaluer la nature et la répartition des destructions causées par l’activité sismique afin de mieux connaître les zones dangereuses et de se préparer à faire face dans la mesure du possible aux effets destructeurs de ces «risques naturels majeurs» que sont les séismes.

1. L’étude macrosismique

On appelle «macroséismes» les séismes sensibles à l’homme. La surface sur laquelle ils sont perçus dépend de l’énergie développée au foyer et de la profondeur de celui-ci; ses limites varient aussi avec l’observateur. C’est pourquoi, dans l’évaluation de l’intensité d’un séisme, on est amené à prendre des moyennes et à tenir compte du nombre des observations.

Échelles d’intensité

De nombreuses échelles d’intensité ont été utilisées, parmi elles l’échelle Rossi-Forel (RF), en dix degrés, l’échelle Mercalli modifiée (MM), en douze degrés. Ces échelles ont été abandonnées au profit de l’échelle MSK, en douze degrés, proposée en 1964 par Medvedev, Sponheuer et Karnik, et modifiée depuis lors.

Les degrés de l’échelle d’intensité MSK sont:

– degré I: secousse non ressentie;

– degré II: secousse ressentie par peu de personnes et surtout aux étages élevés des maisons;

– degré III: secousse ressentie par quelques personnes à l’intérieur des habitations; vibrations des vitres et balancement d’objets;

– degré IV: secousse ressentie par de nombreuses personnes à l’intérieur des maisons; craquement des planchers et des cloisons, vibration des fenêtres, des portes, de la vaisselle;

– degré V: secousse ressentie par toute la population d’une localité; réveil de beaucoup de dormeurs, projection de liquides, large balancement des objets suspendus.

– pour les degrés VI à XII, l’échelle MSK précise les définitions des anciennes échelles d’intensité en prenant en considération les types de constructions, les pourcentages de bâtiments endommagés et la nature des dégâts.

a) Types de construction :

– type A: maisons en pisé, briques crues («adobe»), maisons rurales, constructions en pierres ordinaires (galets, etc.);

– type B: constructions en brique, blocs de béton, constructions mixtes en maçonnerie et bois, constructions en pierres appareillées;

– type C: constructions armées et bonnes constructions en bois.

b) Pourcentage de bâtiments endommagés : – Q (quelques-uns): 5 p. 100 environ;

– N (nombreux): 50 p. 100 environ;

– P (la plupart): 75 p. 100 et plus.

c) Nature des dégâts :

– 1: fissuration et chute de débris, de plâtras;

– 2: fissuration des murs, chute de tuiles, fissuration et chute de parties de cheminées;

– 3: lézardes larges et profondes dans les murs, chute de cheminées;

– 4: brèches dans les murs, effondrements partiels, destruction de remplissage ou de cloisons intérieures;

– 5: effondrement total de la construction.

Le tableau 1 permet de définir exactement l’intensité de la secousse en un point donné.

Les effets sur le terrain augmentent avec l’intensité de la secousse: au degré VI, de petites crevasses se forment dans les terrains détrempés; aux degrés VII et VIII, le débit des sources varie, les routes sont fissurées, l’eau des lacs est troublée par la vase mise en mouvement; au degré IX, on observe des projections d’eau, de sable et de boue, des chutes de rochers et de nombreux glissements de terrain; au degré X, les ponts, les barrages, les digues sont endommagés, les canalisations souterraines rompues, les voies de chemins de fer tordues, des crevasses peuvent atteindre 1 mètre de largeur.

Au degré XI, des dommages sévères se produisent même aux bâtiments bien construits; le terrain subit des déformations importantes avec de nombreux glissements de terrain et des chutes de rochers. Le degré XII correspond à un changement du paysage avec une topographie bouleversée, la formation d’énormes crevasses; des vallées barrées par des éboulements sont transformées en lacs; les structures au-dessus et en dessous de la surface du sol sont gravement endommagées ou détruites.

Cartes d’isoséistes

L’étude macrosismique se fait soit par une enquête directe sur le terrain, soit par l’envoi de questionnaires aux autorités (maires, instituteurs) de la région intéressée. Une fois reportées sur une carte les valeurs des intensités observées en différents points, on peut tracer des courbes isoséistes , qui limitent les zones où une même intensité a été observée (cf. figure). L’épicentre macrosismique se trouve à l’intérieur de l’aire pléistoséiste , délimitée par l’isoséiste de degré le plus élevé. La forme des isoséistes donne des renseignements concernant l’influence des terrains sur la propagation du mouvement sismique. La nature du sous-sol joue un rôle important: l’intensité est généralement plus grande sur les terrains meubles et alluvionnaires. Resserrées et allongées, les isoséistes traduisent l’existence d’un accident tectonique (faille), siège du séisme. La forme et l’écartement des isoséistes sont fonction de la profondeur du foyer du séisme. Des formules ont été établies qui permettent de calculer approximativement cette profondeur.

Relations intensité-accélération et intensité-vitesse

Quoiqu’il soit contestable de comparer une donnée macrosismique à une donnée instrumentale, on essaie, pour des raisons pratiques, de relier l’intensité à l’accélération maximale ou à la vitesse du sol. Le tableau 2 donne, en fonction des degrés d’intensité, la valeur de l’accélération 塚 du mouvement du sol (pour des périodes comprises entre 0,1 et 0,5 s), ainsi que la vitesse v (pour des périodes comprises entre 0,5 et 25 s).

Des mesures directes du mouvement du sol peuvent être effectuées au moyen d’accélérographes (ou sismographes dits strong motion , de faible sensibilité, qui ont une fréquence propre grande par rapport à celle des mouvements du sol; ils enregistrent seulement les secousses fortes de haute fréquence). Par exemple, plus de deux cents mesures directes ont été obtenues lors du séisme de San Fernando (9 févr. 1971), qui s’est produit dans les faubourgs nord de Los Angeles; sur le barrage de Pacoima, à proximité de l’épicentre, l’accélération mesurée a dépassé l’accélération de la pesanteur: c’était la première fois qu’une valeur aussi élevée était enregistrée dans un séisme naturel.

2. Effets des séismes

Les effets des tremblements de terre sont liés aux mécanismes décrits précédemment, puisque l’intensité est fonction de la distance, de la profondeur du foyer et de la magnitude. On a vu que profondeur et magnitude sont conditionnées par le mouvement des plaques tectoniques. Il ne faut donc pas s’attendre à des chocs colossaux le long des lignes séparant des dalles en cours d’écartement: ainsi, l’effondrement, en 1963, du mont Gale Lekoma, au bord du lac Asal, est sans commune mesure avec la fantastique translation, sur des kilomètres parfois, de collines entières, comme cela s’est produit en 1920 au Kan-Sou, ou les innombrables et colossaux glissements de terrain observés en 1958 en Alaska, en 1960 au Chili, en 1980 en Campanie, et de nombreuses fois au Pérou ^{[cf. GLISSEMENTS DE TERRAIN]}; les surfaces isoséistes (surfaces d’égale intensité) de ces deux types de secousses, d’extension ou de compression, secousses majeures chacune dans son contexte tectonique, ne peuvent se comparer. Il convient néanmoins de se souvenir que la complexité des phénomènes naturels peut toujours permettre l’exception en réunissant dans une région où il ne devrait pas s’en produire les facteurs d’un choc de magnitude élevée: par exemple, la secousse cataclysmale qui eut lieu à Lisbonne en 1755, à laquelle nombre de sismologues attribuent une magnitude 9, jamais égalée depuis dans le monde. Par exemple encore, le formidable choc de New Madrid (centre-est des États-Unis), en 1811.

Effets sur les constructions

Les effets d’un tremblement de terre sur les constructions de l’homme dépendent essentiellement, à intensité égale, de la qualité des édifices. Si rien ne semble pouvoir résister à une intensité maximale (XII de l’échelle MSK), les zones limitées par les isoséistes XI, X et même IX peuvent soit être entièrement ravagées si les bâtiments sont mal conçus – ce qui arrive dans la plupart des pays, même dans les pays dits développés –, soit, lorsque les constructions sont de type parasismique, ne présenter que des dégâts relativement réduits, et en tout cas moins meurtriers. Pour résister à une secousse, un édifice doit posséder une certaine élasticité et une certaine cohésion: les maçonneries hétérogènes, celles dont le mortier est médiocre, les bâtiments dont le centre de gravité est placé trop haut, les toitures trop lourdes, les vérandas, les encorbellements, tout cela peut s’effondrer, parfois dès l’intensité VIII. C’est ainsi que, dans la même année 1960, un choc superficiel de magnitude inférieure à 6, celui d’Agadir, a tué autant de monde que le colossal tremblement de terre du Chili de magnitude 8,6 à 8,7: quoique de qualité assez médiocre, les bâtiments de Valdivia ou de Concepción étaient néanmoins mieux construits que ceux d’Agadir. De plus, alors que les gourbis de mauvaise et lourde maçonnerie s’écroulaient au Maroc, les maisons de bois qui constituent l’essentiel des bourgades et des villages du Sud chilien résistaient fort bien aux secousses, grâce à leur élasticité. Les immeubles, gratte-ciel compris, faits d’acier et de verre ou de béton armé selon les règles de l’architecture parasismique, sont également élastiques. En outre, les maisons de bois, ou comme au Japon, de bambou et de papier non seulement «plient mais ne rompent pas» mais, même lorsqu’elles s’effondrent, ce qui arrive aux hautes intensités, sont beaucoup moins meurtrières que la maçonnerie. En revanche, elles risquent de s’enflammer aisément pour peu que des foyers allumés se renversent, que des tuyauteries de gaz se rompent, que des courts-circuits se produisent (cas de K 拏be, en 1995).

S’il n’est pas interdit, en y mettant le prix, de bâtir des édifices capables de supporter des intensités atteignant X, XI, voire XII de l’échelle MSK, il semble impossible de préserver de la torsion, allant éventuellement jusqu’à la rupture, les structures horizontales, routes, voies ferrées, canaux, canalisations, conduites de toute espèce... (Los Angeles, 1992; K 拏be, 1995).

Effets géomorphologiques

Les séismes jouent un rôle fondamental dans le modelé de la surface terrestre. Sans compter les innombrables traces laissées sous forme de failles dans les roches de l’écorce terrestre ^{[cf. FAILLES]}, la sismicité offre quantité d’exemples contemporains de son importance géomorphologique. On n’en évoquera ici que quelques-uns.

En 1819, le 16 juin, près des bouches de l’Indus, le bassin de Sindree s’effondrait sur une surface de 45 kilomètres sur 25, cependant qu’une formidable digue naturelle, l’Allah Bund, longue de 45 kilomètres, large de 7 kilomètres, était soulevée de plus de 6 mètres. En 1897, en Assam, la faille de Chedrang joua sur une vingtaine de kilomètres de longueur, et le décrochement vertical entre ses lèvres atteignit 11 mètres. En 1899, la côte de la baie du Désenchantement, en Alaska, se trouva, en quelques dizaines de secondes à peine, soulevée de 14 mètres. En 1906, lorsque la faille de San Andreas détruisit San Francisco, le coulissage horizontal entre les lèvres atteignit 7 mètres. En 1920, les survivants du séisme du Kan-Sou, qui fit plus de 200 000 morts, disaient que «les montagnes marchaient»: d’épaisses couches de limon avaient coulé comme de la cire, se chevauchant l’une l’autre en croupes hautes de plusieurs dizaines de mètres, ensevelissant des villages entiers; des lacs s’étaient formés à l’amont des collines nouvelles, des crevasses béantes s’étaient ouvertes, des villes avaient été anéanties jusqu’au dernier pan de mur. La surface détruite couvrait celle de vingt départements français: 450 kilomètres sur 150. Les glissements de terrain furent extraordinaires, entre autres parce que les dépôts de surface sont constitués de lœss, un limon accumulé sur des centaines de mètres d’épaisseur au cours des temps quaternaires par les vents soufflant depuis le désert de Gobi. Dans ce qui fut dès lors appelé la vallée de la Mort, les versants furent éventrés par sept éboulements énormes qui ensevelirent les fermes et les villages. Les terres glissèrent souvent sur plus de un kilomètre: une route et les peupliers qui la bordaient furent transportés sur mille cinq cents mètres sans qu’un seul arbre fût déraciné!

Les distances ainsi parcourues quasi à l’horizontale par ces énormes masses de terre ne s’expliquent que par la vibration continue et violente du sol pendant un temps suffisamment long. Un choc à l’arrière ne pourrait, en effet, propulser une masse meuble sur une telle distance, et le mécanisme impliqué est vraisemblablement celui des tables vibrantes, utilisées dans l’industrie minière notamment, tables à peine inclinées sur lesquelles les matériaux à classer progressent plus ou moins vite et plus ou moins droit selon leur densité.

En 1960, ce phénomène se répéta au cours du grand séisme qui ravagea le sud du Chili, et ce fut à cette occasion que l’assimilation au mécanisme des tables vibrantes fut avancée. Les glissements de terrain sont innombrables lorsque des secousses violentes se produisent sous des chaînes montagneuses (la région de Chamonix fut violemment affectée en 1817 et en 1905), et la cordillère des Andes tout comme les chaînes de la côte pacifique de l’Amérique du Nord ou les Him layas en sont fréquemment le théâtre. Mais l’effet géologique le plus important du séisme de 1960, dont l’épicentre s’est situé au large des villes de Concepción et de Valdivia, fut l’affaissement d’une immense superficie du pays (20 000 km²), affaissement vraisemblablement limité sous l’océan par une faille, mais qui, sur le continent, décroissait depuis la côte, où il dépassait 2 mètres, vers l’intérieur.

Effets océaniques

Cela amène à évoquer un autre effet des tremblements de terre, les tsunami , improprement appelés «raz de marée» (les marées n’ont en fait rien à voir dans le phénomène). L’effondrement du fond marin, au large de la côte chilienne, avait évidemment engendré à la surface de l’océan une onde, qui se propagea à des vitesses de l’ordre de 200 mètres par seconde, environ 700 kilomètres par heure. La longueur de telles ondes est très grande, 400 à 500 kilomètres, ce qui les rend imperceptibles en haute mer. Mais, lorsque les fonds remontent, la hauteur de l’onde croît, jusqu’à 20 ou 30 mètres parfois, et cela provoque, à l’approche des côtes, une vague déferlante et effroyablement destructrice. Ces ravages se situent souvent à des milliers de kilomètres de l’épicentre. Ainsi, le séisme du Chili a engendré un tsunami qui détruisit, à 11 000 kilomètres de distance, une partie de la ville de Hilo, à Hawaii, y tuant une soixantaine de personnes, et, six heures plus tard, frappa le nord du Japon, à 17 000 kilomètres de l’épicentre, anéantissant 5 000 maisons et faisant plusieurs centaines de victimes.

Bien que les tsunami soient surtout fréquents dans le Pacifique, l’Atlantique et la Méditerranée en connaissent parfois. Le plus meurtrier de l’histoire européenne fut celui qui ravagea Messine et Reggio de Calabre en 1908, faisant des dizaines de milliers de victimes.

Encyclopédie Universelle. 2012.