Magnitude et intensité d’un séisme

Intensité d’un séisme

La sismologie, ou séismologie, est l’étude des séismes (tremblement de terre) et plus généralement l’étude de la propagation des ondes à l’intérieur de la Terre. Elle est aussi devenue l’un des outils les plus importants pour la détermination de la structure de la Terre. Depuis le début des années 90, des dispositifs de capteurs temporaires ont été installés partout dans le monde pour caractériser les structures en profondeur, en particulier celle du Moho, grâce à la technique du «receiver function». Un séisme est lié au mouvement des plaques tectoniques. Ce phénomène est non prédictible, c’est pourquoi l’homme ne peut pas éviter les conséquences dans le cas où un séisme se produise. Notre travail consiste à traiter les données sismiques en vue de relocaliser des évènements sismiques. D’après les études faites par les chercheurs auparavant, on a pu constater que Madagascar possède des zones sismiques. Par contre, de cette étude, le domaine se limite seulement sur les parties CENTRALE ET SUD de Madagascar pour la relocalisation des séismes depuis l’année 2003 jusqu’en 2016. La question qui se pose est la suivante: Pourquoi faire cette nouvelle localisation?

Un séisme est provoqué par une rupture de roche dans la lithosphère, ce point de rupture est appelé foyer ou plus scientifiquement hypocentre d’un séisme. Le point se situant à la verticale du foyer est appelé épicentre  , c’est à ce niveau que les secousses les plus importantes seront ressenties. Ces secousses sont dues à une libération d’énergie, sous forme de chaleur et d’émission de front d’ondes sismiques se déplaçant dans la croûte terrestre. Plus la surface de la rupture et le déplacement sont importants, plus la quantité d’énergie libérée l’est et plus les secousses sont violentes.

Les ondes sismiques

Les ondes sismiques sont des ondes causées par la rupture 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 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 :

➤ L’onde P ou ondes primaires, appelées aussi ondes de compression ou ondes longitudinales.

➤ Les ondes S ou ondes secondaires : appelées aussi ondes de cisaillement ou ondes transversales.

Les ondes P : ces ondes 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 : ces ondes se propagent 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. Bref, elles apparaissent en second sur les sismogrammes .

Les ondes de surface:
Les ondes de surface se propagent parallèlement à la surface du sol. 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’ondes de surface :
• Les ondes de Love
• Les ondes de Rayleigh

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 direction 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, avec un mouvement de particule suivant une ellipse rétrograde. 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

La puissance d’un tremblement de terre s’estime par la mesure de sa magnitude et de son intensité. L’intensité mesure les dégâts et les conséquences du séisme en un lieu donné, tandis que la magnitude mesure l’énergie libérée par le séisme.

Magnitude d’un séisme
La magnitude consiste à mesurer l’énergie libérée lors d’un séisme. La notion de magnitude a été introduite en 1935 par l’Américain Charles Richter pour 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 fonction 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, cent fois 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.

Magnitude locale ML
La magnitude ML est une magnitude dite locale. Elle est obtenue en mesurant l’amplitude maximale des ondes du séisme à des stations relativement proches, en pratiquant une correction de distance, et pour une fréquence assez élevée du signal (en général, autour de 1 Hz). ML= log (A) − log (A0) + clog (∆) 

Avec : A l’amplitude maximale mesurée sur le sismogramme
A0 est une amplitude de référence correspondant à un séisme de magnitude 0 à 100 km ∆ est la distance épicentrale (km) et c est une constante de calibration Elle est utilisée pour les séismes locaux.

Magnitude de durée
La magnitude de durée est souvent utilisée, surtout à 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 : Md= a₁ + a₂ log₁₀ τ + a₃ ∆

Avec : ∆ distance épicentrale

On l’utilise également pour des séismes proches mais elle est définie à partir de la durée du signal τ.