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De nos jours la séismologie s’occupe principalement de l’acquisition de données numériques enregistrées par des sismomètres installés en réseau, ainsi que de la détection de tremblements de terre. Les séismes, cependant, se sont produits bien avant que l’ère instrumentale ne nous rende capable de les mesurer. L’impact, la profondeur et la magnitude des séismes pré-instrumentaux peuvent être estimés avec précision en collectant et cartographiant les témoignages des personnes ayant ressenti les secousses. Habituellement, l’on crédite le mathématicien allemand P.N.G. Egen d’avoir développé la première échelle moderne d’intensité en se basant sur la perception du séisme du 28 février 1828 de magnitude Ms ~4.6 qui frappa la région de Jauche en Belgique. Le travail de pionnier effectué par Nicholas Ambraseys dans les années 1970 démontra la grande valeur de l’étude des séismes historiques.

Depuis 1932, suite au séisme d’Uden (Pays-Bas) de magnitude ML 4.7, dès qu’un séisme ressenti se produit, l’Observatoire Royal de Belgique envoie un questionnaire à chaque commune belge afin d’établir une carte d’intensité de la zone où le séisme a été ressenti. En fonction des réponses, une intensité sismique est donnée à chaque commune, ce qui donne une carte des intensités macroséismiques communales. Somville (1939) appliqua la méthode avec succès en Belgique suite au séisme de magnitude Ms 5.0 de Zulzeke-Nukerke qui frappa la région d’Audenarde le 11 juin 1938, et qui reste le tremblement de terre le plus important jamais enregistré par des instruments sur le territoire belge. Il est remarquable de noter que la zone des dégâts a une forme elliptique : dans la direction E-W les intensités macroséismiques VI et VII se retrouvent sur une zone s’étendant sur 160 km, tandis que dans la direction N-S, la zone ne s’étend que sur 50 km (Figure 1). Cette forme particulière a été déduite de l’étude statistique des chutes de cheminées.

L’étude des mouvements forts du sol générés par les séismes indique que la structure géologique locale d’un site, particulièrement la présence de couches sédimentaires peu consolidées, peut modifier la caractéristique des secousses sismiques en surface. Les dégâts en un lieu donné ne résultent donc pas seulement de la source sismique, mais sont aussi fonction du trajet, de la distance au foyer, et des amplifications potentielles causées par la géologie locale, l’effet de site. Ainsi, l’interprétation des cartes macroséismiques requiert une excellente compréhension de la géologie locale. En moyenne Belgique, le socle rocheux du Massif du Brabant s’étend à faible profondeur dans la direction E-W (ce massif est une ancienne formation rocheuse s’étendant de nos régions jusqu’à Londres); c’est ce qui a causé l’amplification locale des mouvements du sol lors du séisme de 1938 (Nguyen et al., 2004) et d’événements plus récents.

Figure 1: Carte macroséismique du séisme de 1939 de Zulzeke-Nukerke, établie à partir des enquêtes officielles envoyées aux communes. Notez la forme elliptique de la distributions des mouvements ressentis en moyenne Belgique. Cette distribution peut s’expliquer par la faible profondeur du Massif du Brabant dans la région affectée (d’après Somville, 1939).

Le séisme de Roermond (NL) de magnitude ML 5.8 s’est produit le 13 avril 1992 à 03h20 (temps local); c’est l’événement le plus important enregistré aux Pays-Bas et l’un des plus important en Europe du nord-ouest au XXème siècle. Les effets macroséismiques furent observés aux Pays-Bas, en Belgique, au Luxembourg, en Allemagne, en France, en République Tchèque, au Royaume-Uni, en Suisse et en Autriche. Des dommages substantiels aux constructions ont été rapportés dans la zone épicentrale. Des données macroséismiques ont été acquises par de nombreux instituts de plusieurs pays. L’ORB a participé à une collaboration internationale qui a résulté en une carte macroséismique transfrontalière (Haak et al., 1994).

Figure 2: Carte macroséismique transfrontalière du séisme de Roermond de 1992 de magnitude Ms 5.4 (Haak et al. 1994). L’intensité VII s’observe dans la zone épicentrale.

Données en ligne

Collaborations

Dans les médias, formations

  • En 2016, le système DYFI de l’ORB-BNS était à l’honneur à l’EGU (European Geoscience Union). Lisez l’interview au sujet de la macroséismologie transfrontalière avec Koen Van Noten sur Geolog, le blog officiel de l’EGU.
  • En 2016, Bruno C. Consentino, étudiant brésilien de l’université de São Paulo, a analysé les données macroséismique et soniques de l’essaim de 2008-2010 au court de son année Erasmus à la KULeuven (Ba Thesis). Promoteurs: K. Van Noten (ORB), M. Sintubin (KULeuven).

References

  • Egen, P.N.C., 1828. Über das Erdbeben in den Rhein- und Niederlanden von 23 Feb. 1828. Annalen der Physik und der physikalischen Chemie 13, 153–163.
  • Haak, H.W., van Bodegraven, J.A., Sleeman, R., Verbeiren, R., Ahorner, L., Meidow, H., Grünthal, G., Hoangtrong, P., Musson, R.M.W., Henni, P., Schenkova, Z., Zimova, R., 1994. The macroseismic map of the 1992 Roermond earthquake, the Netherlands. Geologie en Mijnbouw 73, 265-270.
  • Nguyen, F., Van Rompaey, G., Teerlynck, H., Van Camp, M., Jongmans, D., Camelbeeck, T., 2004. Use of microtremor measurement for assessing site effects in Northern Belgium – interpretation of the observed intensity during the MS = 5.0 June 11 1938 earthquake. Journal of Seismology 8(1), 41-56.
  • Somville, O., 1939. Le tremblement de terre belge du 11 juin 1938. Publication de l’Observatoire Royal de Belgique, Imprimerie Duculot, Gembloux, 16 pp.