Seisme

Seisme

A cause des forces de friction entre les deux parois ‘une faille, les déplacements le long de cette faille ne se font pas de manière continue et uniforme, mais par coups successifs, dégageant à chaque fois un séisme. Dans une région donnée, des séismes se produiront à plusieurs reprises le long d’une même faille, piu puisque cette dernière constitue un plan de faiblesse dans la lithosphère. A noter que les séismes ne se produisent que dans du matériel rigide. Par conséquent, les séismes se produiront toujours dans la lithosphère, jamais dans l’stratosphère qui est plastique.

Lorsqu’ séisme est déclenché, un front d’ondes sismiques se aréopage dans la croûte terrestre. On nomme foyer le lieu dans le plan de faille où se produit réellement le séisme, alors que l’épicentre désigne le point à la surface terrestre à la verticale du foyer. 2- Mesure d’un tremblement de terre ? Un séisme ou tremblement de terre est le résultat de la libération brusque d’énergie accumulée par les contraintes exercées sur les roches. Le résultat de la rupture des roches en surface s’appelle une faille. Le lieu de la rupture des roches en profondeurs se nomme le foyer.

Plus rares sont les séismes dus

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à l’activité volcanique ou d’origine artificielle (explosions par exemple). Il se produit de très nombreux séismes tous les jours, mais la plupart ne sont pas ressentis par les humains. Environ cent mille séismes sont enregistrés chaque année sur la planète. Les plus puissants d’entre eux comptent parmi les catastrophes naturelles les plus destructrices. La science qui étudie ces phénomènes est la sexologie (étudiée par des sexologues) et l’instrument d’étude principal est le sismographe (qui produit des sismographe).

Nous disposons de deux échelles pour évaluer les tremblements de terre: l’échelle de mercantile et l’échelle de réciter. Aujourd’hui, nous n’utilisons que celle de réciter, mais les séismes du passé ne peuvent être évalués que selon celle de EU n’utilisons que celle de réciter, mais les séismes du passé ne peuvent être évalués que selon celle de mercantile. Ai) magnétisés et intensités La puissance d’un séisme peut être quantifiée par sa négritude, notion introduite en 1935 par le sexologue charges français réciter.

La négritude 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’hypocrite, la fréquence u signal, le type de sismographe utilisé, etc.. La négritude n’est pas une échelle mais une fonction continue logarithme. En raison de ce caractère logarithme, lorsque l’amplitude du mouvement ou l’énergie libérée par le séisme varient d’un facteur 10, la négritude change d’une unité. Ainsi, un séisme de négritude 7 sera dix fois plus fort qu’un événement de négritude 6, cent fois plus fort qu’un de négritude 5.

La négritude, souvent appelée négritude sur l’échelle de réciter, est généralement calculée à partir de l’amplitude ou de la durée du signal enregistré par un sismographe. Plusieurs valeurs peuvent être ainsi calculées (négritude locale ML, de durée MIDI, des ondes de surfaces MAS, des ondes de volumes IMBU). Mais ces différentes valeurs ne sont pas très fiables dans le cas des très grands tremblements de terre. Les sexologues lui préfèrent la négritude de moment (notée MM) qui est directement reliée l’énergie libérée lors du séisme.

Des lois d’échelle relient cette négritude de moment aux paramètres géométriques du séisme qui correspondent aux surfaces rompues et aux quantités de glissements sur la faille. Bu) L’échelle de maréchal L’échelle de maréchal e glissements sur la faille. ‘échelle de mercantile a été développée en 1902 et modifiée en 1931. Elle indique l’intensité d’un séisme sur une échelle de SI. Cette intensité est déterminée par deux choses: l’ampleur des dégâts causés par un séisme et la perception qua eue la population du séisme. Il s’agit d’une évaluation qui fait appel à une bonne dose de subjectivité.

De plus, la perception de la population et l’ampleur des dégâts vont varier en fonction de la distance à l’épicentre. On a donc avec cette échelle, une échelle variable géographiques. Mais, à l’époque, on ne possédait pas es moyens d’établir une échelle objective. Cc) L’échelle de réciter ‘échelle de réciter a été instaurée en 1935. Elle nous fournit ce qu’on appelle la négritude d’un séisme, calculée à partir de la quantité d’énergie dégagée au foyer. Elle se mesure sur une échelle logarithme ouverte; à ce jour, le plus fort séisme a atteint sur l’échelle de réciter (chilien).

Cette fois, il s’agit d’une valeur qu’on peut qualifier d’objective: il ne a qu’une seule valeur pour un séisme donné. Aujourd’hui, on utilise un calcul modifié du calcul originel de réciter, en faisant intervenir la dimension du gênent de faille le long duquel s’est produit le séisme. Le séisme le plus puissant jamais mesuré atteignant la valeur de 9,5, fut le tremblement de terre de 1960 au chilien. Les différents niveaux de l’échelle de réciter *Moins de 2,0 : micro tremblement de terre, non ressenti (8. 00 par jour) *De à 2,9 : généralement non ressenti mais détecté par les sous-titres (1 . OU par jour) à 3,9 . Sauvé 4 EU généralement non ressenti mais détecté par les sous-titres (1. 000 par jour) *De 3,0 à 3,9 : souvent ressenti mais causant rarement des dommages (49. 000 par an) De 4,0 à 4,9: secousses notables d’objets à l’intérieur des maisons, bruits d’entrechoquement. Dommages importants peu communs (6. 200 par an) *De 5,0 à 5,9 peut causer des dommages majeurs à des édifices mal conçus dans des zones restreintes.

Cause de légers dommages aux édifices bien construits (800 par an) *De 6,0 à 6,9 : peut-être destructeur dans des zones allant jusque’ 180 kilomètres à la ronde si elles sont peuplées (120 par an) *De 7,0 à 7,9 : peut provoquer des dommages modérés à sévères dans des zones plus vastes (18 par an) *De 8,0 à 8,9 : peut causer des dommages sérieux dans des zones des centaines de kilomètres à la ronde (1 par an) *De 9,0 et plus : dévaste des zones de plusieurs milliers de kilomètres à la ronde (1 tous les 20 ans) d) Les autres échelles Il existe d’autres échelles pour mesurer les séismes.

Les échelles d’intensité comportent des degrés notés en nombres romains, de à SI pour les échelles les plus connues (mercantile, MAS ou MES). Parmi les différentes échelles, on peut citer : ? l’échelle rosis-forée (aussi notée URF) ? l’échelle endêver-espionner-kamikaze (aussi notée MAS) ? l’échelle de mercantile (notée MM dans sa version modifiée) l’échelle de soin (e) de l’agence météorologique japonaise ? l’échelle macroscopique européenne (aussi notée ÉMISE) Les relations entre négritude et intensité sont complexes.

L’intensité dépend du lieu d’observation des effets. Elle décroît généralement lorsqu’ s’éloigne de l’épice s E dépend du lieu d’observation des effets. Elle décroît généralement lorsqu’ s’éloigne de l’épicentre en raison de l’atténuation introduite par le milieu géologique traversé par les ondes sismiques, mais d’éventuels effets de site (écho, amplification locale par exemple) peuvent perturber cette loi Yonne de décroissance. – Caractéristiques des séismes a) Les différents types d’ondes Au moment du séisme, deux grandes catégories d’ondes peuvent être genres. Il s’agit des ondes de volume qui se propagent l’intérieur de la Terre et des ondes de surface qui se propagent le long des interface. Dans les ondes de volume, on distingue . ? les ondes P ou ondes de compression. Le déplacement du sol se fait par dilatations et compressions successives, parallèlement la direction de propagation de l’onde.

Les ondes p sont les plus rapides (6 knickers près de la surface). Ce sont les ondes enregistrés en premier sur un sismographe. ? les ondes S ou ondes de cisaillaient. Les vibrations s’effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l’onde, comme sur une corde de guitare. Plus lentes que les ondes Localisation dune tremblement de terre à la surface de la planète? En moins d’une heure après un tremblement de terre, on nous annonce son épicentre. Comment arrive-t-on à localiser aussi rapidement et avec autant de précision un séisme?

Les ondes P se propagent plus rapidement que les ondes S; c’est cette propriété qui permet de localiser un séisme. Les ondes simiesques sont enregistrées en plusieurs endroits du globe par des appareils qu’on nomme sismographes. En gros, il s’agit d’un appareil capable de « senti 6 E globe par des appareils qu’on nomme sismographes. En gros, il s’agit d’un appareil capable de « sentir » les vibrations du roc; ces vibrations sont transmises à une aiguille qui les inscrit sur un cylindre qui tourne à une vitesse constante.

On obtient un enregistrement du type de celui-ci. En un lieu donné, comme les ondes P arrivent en premier, il y aura sur l’enregistrement sismographe un décalage entre le début d’enregistrement des deux types donnés; ici par exemple, l y a un retard de 6 minutes des ondes S par rapport aux ondes Les vitesses de propagation des deux types d’ondes dans la croûte terrestre ont été établies et on possède par conséquent des courbes étalonnées, comme celle-ci.

Ce graphique nous dit, par exemple, que pour franchir une distance de 2000 kilomètres, l’onde P mettra 4,5 minutes, alors que l’onde S mettra 7,5 minutes pour parcourir la même distance; il y a un décalage de 3 minutes. Pour un séisme donné, il s’agit de trouver à quelle distance sur ce graphique correspond le décalage obtenu sur l’enregistrement sismographe; on obtient alors la stance entre le séisme et le point d’enregistrement. Dans notre exemple, la distance qui correspond à un décalage de 6 minutes est de 5000 km.

Ceci ne nous donne cependant pas le lieu du séisme à la surface du globe. Pour connaître ce point, il nous faut au moins trois enregistrements. Dans cet exemple, considérons les enregistrements d’un séisme en trois points: alfa, vengeance et main. Les enregistrements indiquent que le séisme se situe dans un rayon de 560 km d’alfa, un rayon de 3900 km de vengeance et un rayon de 2500 km de mima dans un rayon de 560 km d’alfa, un rayon de 3900 km de vengeance et un rayon de 2500 km de main.

On situe donc le séisme au point d’intersection des trois cercles, soit à La maladie. En pratique, on utilise évidemment plus que trois points. On distingue deux grands types d’ondes émises par un séisme: les ondes de fond, celles qui se propagent à l’intérieur de la terre et qui comprennent les ondes S et les ondes P, et les ondes de surface, celles qui ne se propagent qu’en surface et qui comprennent les ondes de levé et de raillerai. Les ondes P sont des ondes de compression assimilables aux ondes sonores et qui se propagent dans tous les états de la matière.

Les particules se déplacent selon un mouvement avant-arrière dans la direction de la propagation de l’onde. Les ondes S sont des ondes de cisaillaient qui ne se propagent que dans les solides. Les particules oscillent dans un plan vertical, à angle droit par rapport à la direction de propagation de l’onde. Les ondes de levé ou ondes L sont des ondes de cisaillaient, comme les ondes S, mais qui oscillent dans un plan horizontal. Elles impriment au sol un mouvement de vibration latéral.

Les ondes de raillerai sont assimilables à une vague; les particules du sol se déplacent selon une ellipse, créant une irritable vague qui affecte le sol lors des grands tremblements de terre. Bu) Les différents types de déformation houillères est soumise à des contraintes, la croûte terrestre se déforme. On peut définir simplement la contrainte comme étant une force appliquée à une certaine unité de volume. Tout solide possède une force qui lui est propre pour résister à la cône certaine unité de volume. Tout solide possède une force qui lui est propre pour résister à la contrainte.

Lorsque la contrainte dépasse la résistance du matériel, l’objet est déformé et il s’ensuit un changement dans la forme et/ou le volume. AI existe des cas où la déformation n’est cependant pas perceptible à l’?il nu mais détectée seulement par des appareils sensibles, et c’est le cas de la déformation du matériel solide lors d’un tremblement de terre avant qu’il y ait bris. Les contraintes peuvent déformer tout aussi bien un volume de pâte à modeler que tout un segment de la croûte terrestre. La déformation peut être permanente ou non.

Le bris d’un vase qu’on échappe par terre est permanent, alors que la déformation dune balle de tennis due à l’impact sur la raquette est éphémère. On reconnaît trois principaux types de déformations qui affectent a croûte terrestre: élastique, plastique et cassante (un quatrième type n’est pas discuté ici, la déformation visqueuse qui s’applique aux liquides). Le schéma qui suit montre la relation générale entre contrainte et déformation. La première réponse d’un matériau à la contrainte est la déformation élastique.

Quand la contrainte est relâchée, le matériau reprend sa forme et son volume initial, comme la bande élastique que l’on étire ou la balle de tennis frappée par la raquette. L’énergie emmagasinée par le matériau durant la déformation est dissipée lorsque la contrainte est relâchée; cette énergie est transformée, par exemple, en mouvement dans le cas de la balle de tennis. Sur le schéma, la relation contrainte- déformation est linéaire dans le cas de la déformation schéma, la relation contrainte-déformation est linéaire dans le cas de la déformation élastique. un point donné durant la déformation élastique, la relation contrainte-déformation devient non linéaire: le matériau a atteint sa limite d’élasticité. Si la contrainte dépasse cette limite, le matériau est déformé de façon permanente; il en résulte une déformation plastique (l’écrasement d’une balle de pâte à modeler par exemple) ou une déformation cassante (le verre qui se brise). Dans le cas de la déformation plastique, toute l’énergie est utilisée pour déformer le matériau.

Avec une augmentation de la contrainte, le matériau atteint un second seuil, son point de rupture, et il casse; c’est la déformation cassante. Lorsqu’ matériau est soumis à des taux de contraintes très rapides, la déformation plastique est minime ou même inexistante. Trois paramètres importants doivent être considérés lorsqu’ applique les concepts de contrainte-déformation aux matériaux de la croûte terrestre: la température, la pression et le temps. Température et pression augmentent avec la profondeur dans la croûte terrestre et modifient le comportement des matériaux.