Faille Sismique : Formation, Types et Risques Sismiques

Une faille sismique est une déchirure dans la croûte terrestre. Elle se forme en réponse aux mouvements des plaques tectoniques. Ces fractures de la croûte terrestre concentrent des forces colossales pendant des dizaines, voire des centaines d’années, avant de libérer en quelques secondes une énergie dévastatrice. Comme un ressort trop longtemps comprimé qui lâche brutalement, les roches se mettent en mouvement de part et d’autre de la faille. Des ondes sismiques se produisent à travers la croûte terrestre. C’est la naissance d’un séisme. Mais qu’est-ce qu’une faille sismique exactement ? Comment se forme-t-elle, et pourquoi certaines régions du monde vivent-elles sous la menace permanente d’un tremblement de terre majeur ? De la célèbre faille de San Andreas en Californie, redoutée pour le fameux Big One, aux zones de subduction du Pacifique à l’origine des pires tsunamis de l’histoire moderne, ces structures géologiques fascinent autant qu’elles inquiètent. Comprendre le cycle sismique, la notion de magnitude ou encore les phénomènes comme la liquéfaction des sols et les effets de site, c’est mieux appréhender le risque sismique.

Qu’est-ce qu’une faille sismique ?

Origine des failles : une question de géologie et de physique

La Terre est une planète géologiquement active, et sa surface est continuellement remaniée, déformée, par les processus géologiques, notamment la tectonique des plaques.

Ces déformations exercent une contrainte sur les roches de la surface, qui y réagissent comme n’importe quel solide.

Tous les solides ont une petite capacité de déformation élastique. Le matériau se déforme mais peut retrouver sa forme initiale si la contrainte disparaît.
Quand la déformation devient plus importante, les solides se déforment de manière ductile. La déformation ductile reste une déformation lente et continue, mais le matériau est alors définitivement déformé.
Lorsque la déformation devient trop importante ou trop rapide, elle peut dépasser le seuil de résistance du matériau. À partir de ce moment, la roche ne peut plus absorber la contrainte. Elle rompt alors brutalement, ce qui provoque l’apparition de fissures et de déchirures. 

Les roches ont une ductilité qui leur permet de se déformer en se plissant ou en s’étirant au fil des millions d’années. Lorsque le déplacement devient trop rapide ou trop important, les roches ne peuvent plus se déformer progressivement. La déformation ductile laisse alors place à une rupture brutale : une faille se forme.

Une faille est un plan de rupture dans les roches. Les plus petites ne mesurent que quelques mètres et séparent de petits blocs de roches un peu partout dans nos paysages. Les plus grandes peuvent mesurer des dizaines de kilomètres.
Mais les failles sont rarement isolées. Elles s’organisent généralement en systèmes de failles : des ensembles de failles voisines qui participent à une même déchirure de la croûte terrestre entre les plaques.
Par exemple, le système de faille de San Andreas, en Californie, est un enchaînement de centaines de failles qui s’étend sur près de 1300 km de long et jusqu’à 140 km de large.

Structure et fonctionnement des failles

Quelle que soit leur taille, ou celle du système de failles auquel elles appartiennent, toutes les failles sismiques partagent une structure commune.

Le plan de faille, ou surface de rupture, met en contact deux blocs de roches différents.
Les géologues utilisent l’inclinaison du plan de faille pour nommer et différencier ces deux blocs. En effet, le plan de faille n’est presque jamais vertical, mais plutôt plus ou moins incliné. Cela permet de distinguer un bloc supérieur situé au-dessus du plan de faille, et un bloc inférieur situé en dessous.

Ces deux blocs coulissent l’un contre l’autre, produisant un décalage qu’on appelle le rejet de la faille.
Si une petite faille peut présenter un rejet d’un mètre, voire moins, les plus grandes séparent des plaques tectoniques entières. Avec le temps, elles peuvent ainsi cumuler des déplacements de plusieurs centaines, voire de milliers de kilomètres. Les géologues  disent que la faille accommode le mouvement des blocs.

Selon la nature des roches de part et d’autre de la faille, la géométrie du plan de faille et l’ampleur des mouvements, celui-ci peut se présenter de deux manières :

• Zone discontinue de roches broyées
• Surface lisse, polie par le frottement des deux blocs.

Dans ce dernier cas, la surface lisse est appelée miroir de faille. L’érosion peut parfois la dégager, ce qui permet aux géologues de l’observer et de reconstituer les mouvements passés de la faille.

Les deux blocs situés de part et d’autre de la faille sismique ne coulissent pas l’un contre l’autre de manière continue. Comme lors de la formation de la faille, les roches situées de part et d’autre du plan de faille présentent une certaine résistance au déplacement. Elles se déforment d’abord élastiquement, puis de manière ductile, pour absorber l’énergie accumulée. Lorsque cette énergie dépasse la résistance de la faille, celle-ci cède brutalement, provoquant un déplacement parfois de plusieurs mètres en un seul instant. L’énergie qui n’est pas absorbée par la fracturation de la roche se répand sous forme de vibrations, appelées ondes sismiques. C’est ainsi qu’un séisme se produit.

Mouvements des failles : quand la Terre tremble

Le cycle sismique

Bien que les blocs se déplacent, les roches situées de part et d’autre du mur de faille frottent les unes contre les autres. Cela crée une résistance à la déformation qui freine, voire bloque leur mouvement.
Les blocs se déplacent mais la faille reste bloquée : les roches environnantes se déforment et se courbent progressivement, accumulant ainsi de l’énergie. L’énergie accumulée finit par dépasser les forces de frottement qui bloquent la faille. Celle-ci rompt brutalement, déclenchant un séisme.

Plusieurs facteurs influencent l’aléa sismique en agissant sur la fréquence et la puissance des séismes.

• La vitesse de déplacement des blocs de part et d’autre de la faille détermine le rythme d’accumulation de l’énergie.
• Le couplage de la faille est la résistance de la faille à la rupture. Plus le couplage est élevé, plus la faille accumule d’énergie avant de rompre, et par conséquent plus le séisme est puissant. Le couplage peut être influencé par de nombreux facteurs comme la nature des roches, les conditions de pression et de températures, l’angle du plan de faille par rapport au déplacement des blocs, ou encore la présence d’eau dans la fracture.
• La longueur de la zone de rupture correspond à la longueur du segment de système faillé qui cède lors du séisme. C’est cette longueur qui détermine l’énergie libérée. Elle dépend principalement de la maturité du système de failles, c’est-à-dire de son évolution et de son histoire géologique.

Evolution et maturité des failles sismiques

Une fois formée, une faille reste ouverte et constitue une zone de faiblesse qui concentre durablement la déformation. Cependant, lorsque la croûte commence à se déchirer, elle ne le fait pas d’une manière continue, mais en de nombreux segments disparates à travers une large région. On parle alors de zone de failles. Plus les déplacements sont importants, plus les failles s’allongent et s’interconnectent. Cet alignement permet à la rupture de se propager plus facilement à travers le système.

Les séismes d’un système de failles matures peuvent provoquer des ruptures longues de plusieurs centaines de kilomètres. Les plus grands séismes peuvent même dépasser le millier de kilomètres avec par exemple près de 1400 km de longueur de rupture pour le séisme à l’origine du tsunami de Sumatra en 2004.

Un système de faille mature peut également produire ce que les sismologues nomment un supercisaillement ou “supershear” en anglais. Lors d’un supercisaillement, la rupture sismique se propage le long de la faille à la vitesse de 4 à 5 km/s, contre habituellement moins de 3km/s. Cette vitesse dépasse celle des ondes S, l’un des principaux types d’ondes émis lors d’un séisme. Les scientifiques comparent ce phénomène à l’équivalent géologique d’un bang supersonique. Le résultat est que les trains d’ondes S sont émis presque simultanément sur toute la zone de rupture, produisant un séisme plus court, mais avec des vibrations plus intenses et donc plus destructrices.
L’un des meilleurs exemples de supercisaillement est le séisme qui a frappé la Birmanie en 2025. Il s’est également produit sur un système faillé très mature, la faille de Sagaing, qui sépare l’Inde de l’Eurasie.
Un autre système de failles très mature est celui de San Andreas, en Californie. Plusieurs de ses segments peuvent provoquer des séismes majeurs de magnitude 6,7 et plus, obligeant la population à vivre dans l’attente du fameux “Big One”, le prochain séisme majeur qui frappera tôt ou tard la région.

Cependant ces failles majeures demeurent des exceptions sur nos continents. En règle générale, la plupart des failles continentales ne produisent ni des supercisaillements ni des séismes d’une magnitude supérieure à 7,5.

Les sismologues mesurent l’énergie libérée par les séismes sur une échelle logarithmique appelée la magnitude sismique. L’échelle de Richter est une ancienne version, aujourd’hui presque abandonnée par les scientifiques.
Les plus grands séismes peuvent déplacer les roches de plusieurs mètres le long d’un segment de failles de plusieurs centaines de kilomètres.
Les petits séismes provoquent tout de même des déplacements millimétriques à centimétriques sur des distances de plusieurs kilomètres.

Les séismes lents

Les séismes lents se produisent lorsque le couplage des roches le long du plan de faille est très faible. Dans ce cas, les blocs peuvent glisser l’un contre l’autre de manière quasi continue, sans provoquer de rupture brutale. Ce mouvement libère uniquement de très faibles vibrations, détectables seulement par les sismomètres les plus sensibles, au lieu d’un séisme massif et destructeur.

Ce faible couplage est notamment associé à l’augmentation de température liée au gradient thermique interne de la Terre.

• Proche de la surface, les roches sont suffisamment résistantes pour accumuler de l’énergie et l’essentiel des failles provoquent des séismes quand elles rompent.
• En profondeur, la température plus élevée rend les roches plus ductiles, autrement dit plus déformables. Au lieu d’observer des ruptures, on observe plutôt une déformation continue des roches à proximité de la faille.
• A la limite entre ces deux zones on observe un fonctionnement intermédiaire avec des séismes lents qui peuvent mettre les roches en mouvement pendant des années, favorisant un déplacement important sans séisme majeur.

Plus rarement, des portions de failles situées proches de la surface de la Terre peuvent également produire des séismes lents. Ces segments sont encore peu connus par les scientifiques. Le glissement d’un séisme lent produit des vibrations trop faibles pour qu’un sismomètre lointain puisse les repérer. Si la faille sismique n’est pas encore équipée de ses propres balises GPS pour suivre sa déformation, les géologues peuvent supposer qu’elle n’a juste pas rompu récemment.

C’est notamment ce que les chercheurs ont découvert en étudiant la faille de Guerrero à l’Est du Mexique.

Cependant, même ces segments de failles qui rompent en séisme lents peuvent représenter un risque. Dans certains cas, le séisme lent n’accommode qu’une partie du mouvement des blocs de part et d’autre de la faille, et des séismes plus importants surviennent toujours ponctuellement. Les scientifiques pensent même que certains séismes lents précèdent parfois un séisme majeur. Par exemple, ils ont découvert que le séisme de Tohoku en 2011, à l’est du Japon, avait été précédé d’un séisme lent.

Malheureusement, observer un séisme lent ne permet pas aux sismologues de déduire quand une rupture brutale se produira. Ils ne peuvent qu’étudier la cyclicité des séismes passés, enregistrés par les archives humaines ou dans les roches, et en déduire des probabilités.

Quand les séismes provoquent d’autres catastrophes naturelles

Des risques supplémentaires sont associés aux séismes. L’un des plus célèbres est celui des répliques.

Un séisme induit la mise en mouvement d’un tronçon du système de failles sismiques. Cela provoque le déplacement des roches le long du tronçon et donc la libération de l’énergie accumulée. Cependant cela augmente en retour la tension exercée sur les segments faillés qui n’ont pas encore rompu ce qui engendre parfois de nouveaux événements sismiques.

Dans la majorité des cas, ce nouveau séisme est moins puissant que l’originel : on parle de réplique. Les plus grands séismes peuvent en produire des centaines d’une puissance variable.

Dans quelques cas, le séisme suivant sera plus puissant que le précédent. On considère alors ce tremblement de terre comme le séisme principal de cet essaim. Les ruptures moins puissantes qui l’ont précédées sont requalifiées en séismes précurseurs.

Les vibrations du sol associées aux séismes peuvent aussi provoquer des glissements de terrains le long de pentes raides ou de falaises, ou bien des avalanches dans les régions enneigées. Dans des conditions particulières, la vibration peut aussi faire perdre toute capacité de portance à certains sédiments. Tout ce qui se trouve dessus, animaux, objets ou bâtiments se met alors à s’enfoncer jusqu’à ce que les vibrations s’atténuent et que le sol retrouve sa consistance. Inversement, les structures enterrées, comme les tunnels, les souterrains, les égouts, remontent à la surface, comme un bouchon qui se met à flotter sur l’eau. Les sismologues parlent d’effets de sites.

D’autres types d’effets de sites peuvent se produire en dehors de la liquéfaction des sols. Certains lieux, en raison de leur géologie et/ou de leur reliefs, vont amplifier les ondes sismiques. Cela concerne surtout les sédiments meubles et les zones montagneuses. Plus les vibrations sont intenses, plus les dégâts sur les bâtiments et les pertes humaines sont importants.

Enfin, lorsque la faille qui rompt pendant le séisme est une faille sous-marine et que son mouvement crée un décalage du fond marin, l’eau qui se trouvait là est éjectée.
Quand l’eau se met ainsi brutalement en mouvement, il en résulte un tsunami.

En revanche, d’après les géologues, les séismes ne semblent pas pouvoir causer d’éruption volcanique, même quand des volcans se trouvent à proximité. Ils peuvent peut-être accélérer la survenue d’une éruption si celle-ci était déjà imminente. A l’inverse, l’ascension du magma dans les fractures des roches peut provoquer des séismes. Les volcans génèrent de nombreux petits séismes, particulièrement avant une éruption volcanique. Les volcanologues parlent de trémors volcaniques. Il s’agit de l’un des principaux signaux utilisés par les volcanologues pour anticiper une éruption imminente.

Les failles sismiques occupent une place centrale dans la compréhension de la géologie terrestre. En révélant les mouvements des plaques tectoniques, elles offrent aux scientifiques une clé de lecture précieuse sur l’évolution de la Terre. Elles sont aussi les architectes silencieuses des pires catastrophes naturelles : séismes dévastateurs, tsunamis meurtriers, effondrements de terrain.

Les 3 catégories de failles et la réalité du terrain

Les géologues distinguent trois grandes familles de failles pour mieux comprendre et caractériser les observations de terrain, même si la réalité est souvent plus complexe.

Les failles normales

Dans une faille normale, le bloc supérieur glisse vers le bas le long du plan de faille. Cela implique que le bloc de roche faillé s’amincit au niveau de la faille, et s’allonge. Ainsi les failles normales sont caractéristiques des régions où la croûte terrestre est en extension.

C’est notamment le cas dans les zones de rift où une plaque continentale commence à se déchirer, comme dans le rift Est-Africain, mais aussi dans le rift Rhénan également appelé la vallée du Rhin. Si l’étirement se poursuit assez longtemps, les failles normales finissent par déchirer complètement la croûte continentale, favorisant la formation d’une nouvelle plaque océanique dans la zone de rupture. L’ouverture océanique, au niveau des dorsales, peut elle-même générer de nouvelles failles normales.

Les failles inverses

Dans une faille inverse, le bloc supérieur remonte sur le bloc inférieur. Cela implique que le bloc de roche faillé s’épaissit et se raccourcit. Ainsi les failles inverses sont caractéristiques de régions où des plaques tectoniques convergent l’une vers l’autre.

C’est notamment le cas dans les zones de subduction, où une plaque océanique s’enfonce sous une autre plaque le long d’une faille normale qu’on appelle le plan de subduction.
De nombreuses zones de subduction célèbres se situent le long du pourtour de l’océan Pacifique, ce qui est à l’origine de la ceinture de feu. Cet alignement de volcans coïncide avec des limites de plaques tectoniques et des failles. C’est notamment le cas de la subduction japonaise, dont une partie a rompu lors du séisme de Tōhoku en 2011.

Lorsque la plaque océanique disparaît entièrement dans la subduction, les plaques continentales qu’elle séparait continuent de converger le long de la faille, mais sans partir dans la subduction. Les blocs se superposent et se déforment, créant à la fois des plis et de nouvelles failles inverses, donnant naissance à une chaîne de montagnes, comme l’Himalaya ou les Alpes. On parle de collision continentale.

Les failles décrochantes

Dans une faille décrochante, les deux blocs coulissent l’un contre l’autre.
C’est pour cela que leur plan de faille est souvent plus vertical, plongeant à travers la croûte selon un angle proche de 90°. Les failles normales permettent ainsi d’accommoder des mouvements latéraux au sein de la croûte terrestre. Ainsi, les failles normales sont caractéristiques de régions où des plaques tectoniques coulissent l’une contre l’autre.

C’est notamment le cas en Californie avec la faille de San Andreas, en Turquie avec la faille nord-anatolienne, ou encore en France avec le cisaillement sud-armoricain.

Les géologues divisent les failles décrochantes selon la direction du déplacement.
Quand un observateur se place sur un des blocs et regarde en direction de l’autre, il peut voir la direction du déplacement des blocs.

• Si le bloc d’en face part vers la droite, les géologues parlent de faille décrochante dextre.
• S’il part vers la gauche, alors ils parlent de faille décrochante senestre.

La réalité du terrain

En réalité,de nombreuses failles combinent des mouvements en faille normale ou inverse avec des mouvements en faille décrochante. C’était notamment le cas de la suture pyrénéenne, la faille inverse majeure des montagnes pyrénéennes, qui a aussi été affectée par le déplacement de la plaque Ibérique vers l’Est lors de la collision avec l’Eurasie. Aujourd’hui, ce type de combinaison de mouvements se retrouve dans les différents blocs affectés par le rift Est-Africain.

De plus, les failles anciennes et inactives peuvent être réactivées par un nouveau régime de contrainte même des centaines de millions d’années plus tard.
Par exemple, le cisaillement sud-armoricain s’est formé lors de la formation de la chaîne de montagne Hercynienne, il y a entre 400 et 300 millions d’années comme une faille inverse décrochante.
Puis, il y a 34 millions d’années, les Alpes ont commencé à se former et la déformation associée de la plaque européenne a remis en mouvement le cisaillement sud-armoricain, cette fois-ci en faille normale décrochante.

Tableau : synthèse des 3 types de failles et de leurs caractéristiques

Où se trouvent les failles sismiques actives ?

Les failles sismiques dans le monde

Les failles actives sont généralement associées aux limites entre les plaques tectoniques. C’est le mouvement des plaques qui crée ces déchirures, cause l’accumulation de contraintes, et donc la rupture sismique.

Les différents types de failles sont surtout associés à un type de limite de plaque.

• Les rifts et les océans marquent l’extension de la croûte terrestre, et sont donc associées aux failles qui étirent les structures, les failles normales.
• Les zones de collisions et de subductions, qui sont associées au raccourcissement de la croûte terrestre, sont dominées par des failles inverses. 
• Les failles transformantes accommodent les différences de mouvements entre les autres types de failles sismiques, permettant aux plaques de coulisser les unes contre les autres. Ces failles transformantes se retrouvent aussi à l’intérieur des plaques océaniques.

Les zones actuellement actives sont les régions les plus exposées au risque sismique et les populations qui y vivent sont les plus exposées aux grands séismes.

Même une fois qu’une limite de plaque cesse d’exister et que les anciens blocs continentaux sont réunis, la faille qui constituait cette limite persiste et aide à accommoder de petites déformations de la croûte terrestre. Elle continue alors à générer de petits séismes. C’est pourquoi la majeure partie de la planète est exposée à un aléa sismique modéré. Le Global Facility for Disaster Reduction and Recovery, un programme de la Banque Mondiale, propose sur son site une carte mondiale du risque sismique.

Les failles sismiques actives en France

Plusieurs régions de l’outre-mer français sont menacées par les séismes.
Les Antilles françaises sont situées sur la subduction des Caraïbes, et sont donc les zones les plus exposées du territoire français. L’un des plus grands séismes enregistrés dans la région est celui de 2007 qui a atteint une magnitude de 7,4.

Les autres territoires d’outre-mer sont plus éloignés des limites de plaques, même si certains comme la Polynésie et la Nouvelle Calédonie restent vulnérables aux tsunamis associés aux séismes associés à la ceinture de feu du Pacifique.
De plus, le magma peut provoquer des séismes lorsqu’il se fraye un chemin jusqu’à la surface où il peut provoquer une éruption volcanique. C’est ce phénomène qui explique pourquoi Mayotte reste exposée à un fort risque sismique. L’archipel est toujours actif, comme en témoigne la formation récente du volcan Fani Maoré au large de l’île.

La France métropolitaine n’est pas située sur une limite de plaques, mais même des failles anciennes et peu actives peuvent générer des séismes. Les géologues identifient en métropole divers groupes de failles qui accumulent entre 0,01 et 1 mm de déformation par an. Les longueurs de ruptures mesurent très rarement plus de 10 km de long pour des déplacements de quelques dizaines de centimètres maximum, et souvent autour du centimètre. L’aléa sismique y est donc modéré.
Ces failles provoquent chaque année plus d’une centaine de séismes de faible magnitude, de l’ordre de 3 à 3.5, voire moins. Ponctuellement, certaines de ces failles peuvent provoquer un séisme majeur. Ainsi, en 1909 un séisme de magnitude 6,1 appelé le séisme de Lambesc a frappé le Sud-Est du pays. En 2019 un autre séisme de magnitude 5,2 a frappé l’Ardèche.

Bien que rares, ces séismes représentent un risque majeur pour les infrastructures comme pour la population.

Les menaces indirectes qui pèsent sur la France

La France n’est pas menacée uniquement par les failles sismiques situées sur son territoire.
En effet, la métropole est également menacée par les limites de plaques situées à proximité. Heureusement, celles-ci sont peu nombreuses. Plusieurs failles majeures existent dans des pays voisins, notamment en Italie, mais elles sont trop éloignées pour menacer la France métropolitaine.

En revanche, la marge algérienne est traversée par plusieurs failles majeures, considérées par les géologues comme le premier stade de la naissance d’une nouvelle subduction. Ces failles sous-marines, encore immatures, génèrent déjà régulièrement des séismes de magnitude 5 à 7, parfois davantage sur certains tronçons. Elles représentent ainsi un risque réel pour les populations locales.

De plus, comme ces séismes se produisent en mer, il est également possible qu’ils provoquent un tsunami. La vague ainsi générée pourrait toucher toutes les côtes de la Méditerranée occidentale, y compris les côtes françaises. Il ne s’agirait que d’un tsunami de quelques mètres, bien inférieur à ceux qui se produisent sur les zones de subduction, comme le tsunami de 2004 à Sumatra ou celui de 2011 au Japon dans la Ceinture de feu. Mais un tsunami, tout comme le séisme qui le provoque, ne doit jamais être pris à la légère. L’énergie d’une vague de tsunami étant bien supérieure à celle d’une vague classique.

Comment se protéger des séismes ?

Les géologues ne sont aujourd’hui pas en mesure de prévoir la survenue des séismes, même si les recherches en cours pourraient changer cela à l’avenir. Ils ne peuvent qu’émettre des hypothèses sur le risque de rupture sismique et la puissance associée pour les failles étudiées.

Ensuite, il incombe aux autorités d’informer les populations sur les règles de sécurités en cas de séisme et d’établir des normes de construction adaptées aux risques sismiques. Il s’agit des normes de construction parasismiques.

C’est dans ce cadre que le Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM), EDF et l’Institut de Radioprotection de Sûreté Nucléaire (IRSN) alimentent depuis 1975 SisFrance, une base de données de tous les séismes enregistrés dans le pays. Ces données sismiques, combinées aux études des séismes historiques, permettent de caractériser la puissance maximale des séismes pour chaque région du pays. En combinant cette information avec les données géologiques d’un lieu, les experts peuvent ensuite calculer l’accélération maximale. L’accélération correspond aux mouvements du sol lors d’un séisme. C’est l’accélération qui impacte le plus les bâtiments et provoque des dégâts.

Les données de SisFrance permettent donc de renforcer la prévention et de définir des normes de construction parasismiques pour garantir la résistance des édifices, ou justifier leur renforcement. En particulier, toutes les centrales nucléaires, les grands ouvrages routiers et de nombreux bâtiments publics doivent passer avec succès des simulations numériques pour certifier qu’ils pourront résister aux séismes prévisibles les plus sévères.

D’autres programmes nationaux et internationaux existent un peu partout sur la planète et échangent leurs informations afin de mieux appréhender les aléas sismiques locaux. Cette approche permet une protection efficace, à condition que les données soient suffisantes et que les décideurs en tiennent compte. Il est également indispensable de disposer de réseaux de surveillance sismique capables de détecter les secousses et de déclencher les secours, voire l’aide internationale si nécessaire. Information, adaptation et réaction constituent donc les trois piliers pour réduire les dommages causés par l’activité d’une faille sismique.

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