Quest ce que le risque sismique • Aléa sismique
L’évaluation de l’aléa sismique constitue la première étape essentielle à la caractérisation du risque sismique. Elle consiste à estimer la probabilité qu’un séisme d’une certaine intensité survienne dans une région donnée, sur une période de temps déterminée. Cette évaluation repose sur des savoirs issus de la sismologie, discipline qui étudie l’origine, la propagation et les effets des ondes sismiques. L’objectif est d’anticiper les niveaux possibles des secousses, afin de fournir une base scientifique solide pour développer des mesures de prévention, et fournir une donnée d’entrée de base pour la construction parasismique.
L’aléa sismique est déterminé à partir de plusieurs composantes clés. La première est la compréhension du contexte sismotectonique. En effet, les séismes se produisent sur des failles, où les contraintes accumulées sont relâchées brutalement sous forme de rupture générant des ondes vibratoires. Ces failles peuvent être de grande dimension et bien connues, comme c’est le cas à l’interface entre plaques tectoniques (notamment dans les zones dites de subduction, générant alors une sismicité forte et fréquente dite « inter-plaques »). Certaines failles peuvent quant à elle être de plus petites dimensions (notamment dans les zones de sismicité faible à modérée) et de ce fait moins bien caractérisées car produisant une sismicité plus faible et moins fréquente (sismicité dite « intraplaque »). L’analyse des failles actives, de leurs vitesses de déplacement, de leur segmentation et de leur potentiel de rupture permet d’identifier les sources sismogènes susceptibles de générer des séismes de niveaux variables. Cette analyse s’appuie sur des études géologiques, géodésiques et géophysiques pour déterminer la capacité d’une faille à produire un événement significatif.
Ensuite, l’évaluation de l’aléa mobilise l’étude des séismes historiques et instrumentaux. Depuis le milieu du XXᵉ siècle, les réseaux de sismographes enregistrent l’emplacement, la profondeur, la magnitude et les caractéristiques des ondes générées par les séismes. Les catalogues de sismicité permettent ainsi d’identifier les zones les plus actives et de quantifier la fréquence et la magnitude des événements. L’analyse historique, parfois sur plusieurs siècles, complète ces données en incluant des séismes anciens, documentés dans les archives ou déduits de traces géologiques (ces derniers étant souvent appelés « paléoséismes »).
Un autre élément fondamental est la modélisation de la propagation des ondes sismiques. Lorsqu’un séisme se produit, il génère différents types d’ondes : des ondes de volume (ondes de compression et ondes de cisaillement) et des ondes de surface (ondes de Rayleigh et ondes de Love). Ces ondes interagissent avec les structures géologiques qu’elles traversent, pouvant conduire à des effets d’amplification en fonction de la nature des sols (aussi appelés « effets de site »). Les modèles d’aléa doivent donc intégrer les conditions locales de site, paramètre crucial pour évaluer l’intensité attendue à la surface du sol.
L’évaluation de l’aléa peut s’appuyer sur deux approches : l’approche déterministe ou l’approche probabiliste.
- L’approche déterministe consiste à déterminer un "séisme maximal crédible" sur une faille donnée, puis à simuler ses effets sur les territoires environnants.
- L’approche probabiliste, qui est aujourd’hui la méthode de référence, quantifie la probabilité qu’un niveau de secousse soit dépassé sur une période de temps donnée, en combinant l’ensemble des données de sismicité disponible, et en propageant les incertitudes liées aux sources sismiques, à la propagation des ondes et aux modèles de mouvement qui en découlent, et aux conditions locales de site le cas échéant.
Les résultats de ces analyses sont souvent exprimés sous forme de cartes d’aléa, représentant les niveaux d’accélération ou d’intensité associée à une probabilité annuelle de dépassement également exprimée par sa « période de retour » : période de temps séparant deux événements d’amplitude équivalente, permettant ainsi d’apprécier la rareté du mouvement sismique considéré (ex : carte d’aléa sismique à 475 ans de période de retour). Ces cartes servent de référence aux réglementations parasismiques.
Ainsi, l’évaluation de l’aléa sismique est un processus complexe mais indispensable, alliant observations, modélisations mathématiques, analyses géophysiques et considérations probabilistes.
Le site internet du CNUM (CNAM numérique) a mis en ligne de nombreux documents techniques historiques ayant un lien avec l’aléa sismique et la prévention de ses effets (http://cnum.cnam.fr/).
On notera notamment :
- Une vieille carte sismique de la France (1892) : La nature.
- Les descriptions des premiers sismographes : L'étude des tremblements de terre et un nouveau sismographe.
- Des enregistrement réalisés en 1919 : Informations
Mis à jour le 03/04/2026
De nombreuses cartographies des plaques tectoniques sont aujourd'hui disponibles, avec une grande homogénéité des limites majeures entre ces plaques, et quelques alternatives scientifiques dans les zones moins bien connues. La géométrie actuelle des plaques tectoniques continue d'évoluer lentement, un cycle complet d'évolution s'étalant sur quelques centaines de millions d'années. L'image que nous voyons aujourd'hui est donc pérenne à l'échelle de la vie humaine, mais elle résulte pour la France hexagonale d'une histoire encore active : rattachement de la microplaque ibérique à la plaque eurasienne et création des Pyrénées, rattachement de la microplaque italique à la plaque eurasienne et création des Alpes.
On constate une très forte corrélation entre la cartographie des plaques tectoniques et la distribution des séismes au niveau mondial établie par les nombreux observatoires qui enregistrent aujourd'hui tous les séismes de magnitude supérieure à 2 affectant notre globe terrestre.
Pour en savoir plus :
Cours de tectonique des plaques, géologie, les phénomènes se produisant sous et sur la surface de la Terre : Une Théorie planétaire: la Tectonique des Plaques
This Dynamic Earth : The story of planet tectonics USGS, Etats-Unis (W. J. Kious et R. I. Tilling)
La magnitude des séismes est une mesure de l'énergie libérée par la rupture de la faille sous forme d'ondes sismiques, qui parcourent l'ensemble du globe terrestre. Après prise en compte de l'atténuation des ondes avec la distance parcourue dans le globe terrestre, cette mesure en différents points du globe de l'amplitude des ondes sismiques locales est fondamentalement liée à la surface de la rupture sismique, à l'amplitude du déplacement relatif de part et d'autre de la faille et à la contrainte libérée à rupture, ce dernier paramètre étant relativement stable pour les différents mécanismes de rupture et les propriétés mécaniques des roches concernées. Le principe de cette mesure a été imaginé et réalisé pour la première fois par Richter avec les sismographes disponibles en 1930, Le protocole technique de cette mesure a évolué avec les progrès scientifiques et technologiques, et les scientifiques aujourd'hui utilisent préférentiellement une échelle de magnitude en moment sismique. Cette échelle de magnitude suit une règle logarithmique, ce qui veut dire que chaque degré de magnitude supplémentaire correspond à une augmentation d'un facteur 30 de l'énergie libérée. il existe un lien fort entre la longueur de la rupture et la magnitude du séisme : des séismes de magnitude supérieures à 8 impliquent donc nécessairement plus d'une centaine de kilomètres de rupture, alors que des séismes de magnitude 5 ne vont impliquer que quelques kilomètres. L'étendue des zones géographiques impactées par la rupture sera donc directement dépendante de la magnitude de l'événement sismique. La magnitude maximale mesurée est aujourd'hui de l'ordre de 9,5 +- 0,1, lors de mégaséismes de subduction sur le bord Est de la plaque pacifique..
Pour en Savoir Plus :
- Les descriptions des premiers sismographes : L'étude des tremblements de terre et un nouveau sismographe.
- Des enregistrement réalisés en 1919 : Informations
L'intensité macrosismique est, en lieu donné, une évaluation de l'importance des effets d'un séisme sur les constructions et l'environnement. Cette évaluation prend en compte de façon empirique la vulnérabilité relative des constructions humaines, et s'appuie sur des dénombrements statistiques de la nature des dommages constatés. Elle s'exprime dans une échelle caractérisée usuellement pas des chiffres romains (intensité VIII, intensité IX,...) avec une valeur maximale potentielle arbitrairement fixée à XII. Compte tenu de l'atténuation des ondes sismiques avec la distance à la rupture, l'intensité évaluée est généralement maximale dans les zones proches de la rupture, mais les effets de site peuvent venir perturber ce constat. Chaque séisme peut cependant être ainsi associé à son intensité macrosismique maximale dans sa zone épicentrale, et c'est pourquoi on parle assez facilement de séisme d'intensité maximale VI ou VII (dans sa zone épicentrale).pour caractériser l'importance d'un séisme. Aujourd'hui, on sait que les effets locaux peuvent être très importants et donc que les cartes d'intensité macrosismique peuvent être rapidement très variables.
Cette approche par l'intensité macrosismique de l'importance des séismes reste le seul outil disponible pour tenter de caractériser les séismes historiques, identifiés sur la base de leurs description dans des documents archivés, et faisant l'objet pour le territoire national du catalogue SISFRANCE.
Ces événements sismiques sont antérieurs au développement des moyens de mesure de l'amplitude des ondes sismiques, et leur caractérisation par l'intensité macrosismique reconstituée à partir des descriptions archivées reste affectée par de très nombreuses incertitudes (faible connaissance de la vulnérabilité du bâti à l'époque concernée, rareté des sources historiques, contexte de la narration retrouvée,...). Pour essayer de diminuer le poids de ces incertitudes, les spécialistes du domaine ont développé des outils interprétatifs plus robustes, comme la notion de distance maximale où une intensité a été observée, mais l'exercice reste difficile ! Il existe aussi de très nombreuses tentatives de corrélation statistique entre la distribution spatiale des intensités macrosismiques observées et la magnitude.de l'événement sismique, mais ces corrélations sont souvent associées à des incertitudes très importantes, venant restreindre leur utilité pratique.
Cette composante historique reste importante dans de nombreux pays où l'activité sismique reste modérée, même si son poids relatif dans notre connaissance du risque sismique diminue avec le temps.
A titre d'illustration, en voici un exemple : pour le Guatemala, on peut lire ceci, dans le livre relatant la première mission archéologique scientifique, identifiée en tant que telle, dans cette région :
"Many severe shocks of earthquake were felt at different periods ; the one in 1565 seriously damaged many of the principal buildings; those of 1575,76,and 77 were not less ruinous. (...) . The years 1585 and 6 were dreadful in the extreme. On January 16th of the former, earthquakes were felt, and they continued through that and the following year so frequently, that not an interval of eight days elapsed during the whole period without a shock more or less violent.". (In : Incidents of travel in Central America, Chiapas and Yucatan, John L. Stephens, 1842)
L'intensité macrosismique constatée en un lieu donné est aujourd'hui un des critères techniques utilisés par l'administration française pour définir les territoires qui seront concernés par la procédure d'indemnisation des dommages liés à une catastrophe naturelle d'origine sismique (dispositif CATNAT).
Les ondes sismiques se propagent dans l'ensemble du globe terrestre, et il est ainsi possible de détecter un séisme survenu au Japon dans les observatoires français, sous une forme certes très atténuée du fait de l'éloignement, mais néanmoins parfaitement mesurable avec les outils actuels des sismologues. Ces ondes se propagent préférentiellement et plus rapidement dans la partie rocheuse des plaques tectoniques et du manteau sous-jacent, mais à chaque point d'émergence à la surface de la terre, elles sont modifiées, et généralement amplifiées, du fait des caractéristiques géotechniques des terrains de surface.
C'est le domaine des 'effets de site', fondamentalement liés au site d'observation, et non plus à la source sismique. D'un point de vue technique très simplifié, les ondes sismiques se propagent beaucoup plus lentement dans les terrains superficiels, et pour transporter la même quantité d'énergie, leur amplitude ne peut qu'augmenter en termes de déplacement du sol. Ce phénomène est aussi associé à une modification des fréquences des ondes sismiques, potentiellement défavorable au bâti présent au point d'émergence. Ce phénomène est identifié depuis de longues années (avant 1900 : voir l'article historique dans Nature de F. de Ballore).
Plus récemment, la focalisation des ondes sismiques dans la cuvette de Mexico a été rapidement identifiée comme la source principale de la majoration des effets lors du séisme de 1985, alors que la rupture sismique était localisée le long de la cote Ouest du Mexique, à plus de 400 km. Ceci a conduit à un développement important des travaux scientifiques sur le sujet, notamment en France par ISTERRE, à Grenoble.
Les caractéristiques très locales des zones d'implantation des activités humaines constituent donc un paramètre important de l'évaluation de l'aléa sismique en un point donné, et ceci se traduit usuellement par une pénalisation forfaitaire de ces sites dans les réglementations parasismiques, éventuellement complétée selon les pays et les localités par la réalisation d'un zonage sismique local spécifique. Dans tous les cas de figure, le choix d'une implantation sur des terrains plus rigides (rocheux) doit être privilégié, quand cela est compatible avec les multiples autres critères intervenant dans les décisions d'implantation !
L'énergie élastique libérée par la rupture sismique crée des ondes sismiques qui se propagent dans l'ensemble du globe terrestre. Ces ondes mécaniques peuvent être de différentes natures.
Les ondes de compression (ou ondes P) se propagent les plus rapidement, à une vitesse voisine de 4500 m/s : une minute après leur initialisation, elles sont donc détectables à une distance de 300 km environ. Les ondes de cisaillement (ou ondes S) se propagent plus lentement. Ces ondes sont aussi les plus dangereuses pour les constructions. Cette différence de vitesse peut être utilisée par les systèmes d'alerte immédiate d'occurrence des séismes. Néanmoins, à proximité immédiate des failles, et dans les zones communément les plus impactées par le séisme, la différence de temps entre la détection des ondes de compression et l'effet des ondes de cisaillement est bien trop faible pour être valorisable de façon efficace en termes de protection immédiate : à 10 km de la faille, le temps disponible n'est que de 1 seconde !
Au point d'émergence des ondes sismiques à la surface du globe, les ondes précédentes peuvent créer d'autres types d'ondes, en se transformant en ondes de surface (ondes de Lowe ou ondes de Rayleigh).
A chaque interface mécanique présentant des contrastes de rigidité des matériaux, les ondes sismiques sont partiellement diffractées (comme la lumière au travers d'un prisme). Les sismologues utilisent aujourd'hui des modèles très complexes du globe terrestre pour caractériser le cheminement des ondes sismiques et leur rebond éventuel sur les grandes structures internes de notre globe. L'analyse des ondes sismiques est ainsi aussi devenue un moyen de mieux connaître les caractéristiques fines du noyau terrestre !
Le passage des ondes sismiques et leur émergence à la surface du globe met en mouvement chaque particule du sol simultanément dans les trois directions (horizontales et verticale). Ce mouvement vibratoire peut durer de quelques secondes à plusieurs minutes, en fonction de la magnitude du séisme. Ce mouvement est enregistré par les sismomètres, qui captent l'accélération du sol à leur point d'implantation (accéléromètres) ou la vitesse du sol (vélocimètres). Ce mouvement est fondamentalement erratique, aléatoire et imprévisible dans sa description fine : chaque enregistrement individuel montre une succession d'aller-retour d'amplitude et durée variable, jusqu'au retour à une position stationnaire.
Les techniques de traitement du signal vibratoire permettent de calculer différents paramètres d'intérêt pour chaque enregistrement disponible, comme l'accélération maximale, la vitesse maximale ou les fréquences prépondérantes de la vibration (principalement par l'usage des transformations de Fourrier comme outil mathématique). Il est alors possible d'effectuer des analyses statistiques de ces paramètres, en fonction de la magnitude du séisme, de la distance à la faille et des propriétés locales du sol au point d'enregistrement, et d'établir des modèles de prédiction des mouvements sismiques.
Sur le plan théorique, il n'existe pas de limites supérieures à la valeur de l'accélération maximale mesurable, si il était possible d''enregistrer la rupture brutale de chaque morceau de roche au niveau de la faille. Cependant, les sismomètres n'enregistrent pas directement la progression de la rupture du matériau, mais les ondes sismiques qui en découlent. De ce fait, l'accélération maximale mesurée par un de ces dispositifs a pu atteindre 4 g (au Japon), valeur mesurée une fois par un sismomètre situé à proximité immédiate de la rupture sismique dans une zone fortement endommagée. Il est alors très difficile d'identifier l'origine exacte de ces valeurs extrêmes, car la moindre chute d'objet dans l'environnement immédiat de l'appareil peut impacter l'enregistrement !
La densification des réseaux de mesure dans des zones très sismiques au niveau mondial conduit maintenant à disposer de dizaines de millier d'enregistrement unitaire de mouvement sismique, chacun de ces enregistrements pouvant être associé à un événement sismique bien caractérisé et à un site de caractéristiques géotechniques connues. L'étude de ces enregistrements confirme la nature profondément aléatoire des mouvements sismiques, mais aussi la pertinence de notre compréhension des paramètres majeurs pouvant influencer ces mouvements : la magnitude du séisme, la distance à la faille, les effets de site.
Ces enregistrements montrent aussi que d'autres paramètres peuvent expliquer la grande dispersion des mesures : la nature du mouvement relatif de part et d'autre de la faille, l'azimut du point d'enregistrement par rapport à la direction de propagation de la rupture sismique (effet doppler), la vitesse plus ou moins grande de la propagation de la rupture (plus ou moins rapide que la propagation des ondes sismiques induites) sont autant de facteurs qui contribuent aussi à cette variabilité des enregistrements.
La mise en service de réseaux très denses, notamment au Japon, montre qu'à une centaine de mètre de distance, les enregistrements sismiques peuvent varier d'un facteur 2 en amplitude. L'augmentation continue du nombre des enregistrements disponibles conduit aussi à mettre en évidence la présence fréquente de signaux très forts (au-delà de 0,5 g, voire 1,0 g en accélération maximale), même pour des événements sismiques modestes, à proximité d'autres enregistrements présentant des valeurs plus faibles.
Aujourd'hui, l'enregistrement des mouvements sismiques permet de reconstituer les caractéristiques physiques de la rupture sismique, ce qui était inaccessible au vingtième siècle. Cependant la description précise de celle-ci avant l'événement lui-même reste aujourd'hui impossible : la singularité de chaque séisme est toujours incontournable.
Comme les zones de dommages aux constructions sont aussi en règle générale très centrées sur le tracé des failles concernées, et que l'objectif premier de la prévention parasismique reste le non-effondrement des constructions lors d'événements sismiques réels, ce constat montre que la caractérisation des mouvements sismiques à proximité immédiate des ruptures sismiques doit rester un sujet d'attention dans les années à venir.