CHAPITRE IV

Après avoir obtenu de lisibles diagrammes des mouvements du sol, il a fallu soigneusement démêler ceux qui correspondent aux vrais tremblements de terre et les distinguer de ceux qui résultent d'autres mouvements soit artificiels, soit dus à des phénomènes naturels tout différents des séismes, comme on l'a dit précédemment. On y est parvenu après de patientes recherches et maintenant on est à même de décider tout de suite si un diagramme représente ou non un tremblement de terre.

Même parmi les véritables sismogrammes on rencontre un grand nombre de formes différentes qu'il a fallu apprendre à séparer, en un mot à classifier en raison de tel ou tel caractère particulier à chaque tremblement de terre, et il s'est trouvé que ce caractère est la distance entre la

station d'observation et l'origine du phénomène. A une longue distance correspondent des sismograromes complets, partant compliqués, qui, à mesure que diminue cette dislance, se simplifient parla disparition successive de certains éléments, jusqu'à obtenir les tracés relativement très simples

Fig. 19. — Diagramme du oyclona du 16 novembre 1801 k Manille obtenu avec un microaiamograpbo Bertolli (d'après Saderra y Maso).

des tremblements de terre nés à la station même ou en son voisinage immédiat. Les résultats qui vont être exposés dérivent uniquement de nombreuses comparaisons des sismogrammes enregistrés en même temps que la terre tremblait au même instant en des lieux plus ou moins éloignés de la station. Cette étude préliminaire n'a donc pu aboutir que grâce à un développement suffisant du réseau des observatoires sismologiques à la surface du globe.

Nous partirons logiquement du sismogramme complet et nous exposerons comment il se simplifie progressivement avec la diminution de la distance à l'origine du tremblement de terre.

Les divers éléments d'un sismogramme se pré-

sentent, c'est-à-dire s'enregistrent dans l'ordre

1" De petits frémissements de très rapide période t de très faible amplitude. C'est la première phase.

2° D'autres frémissements de période un peu plus grande que celle des précédents. Ils se superposent à des ondes de période plus longue que la leur. La durée de cette seconde phase est généralement un peu inférieure à celle de la première.

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Fig. 14. — Schéma d'un tëlésismogramme normal.

Les vibrations de la première et de la seconde •phase constituent les frémissements préliminaires, la « préphase » ou la phase initiale. Ce sont mouvements insensibles à l'homme sauf peut-être dans le cas de personnes très impressionnables. La question s'est posée de savoir si les animaux ne les perçoivent pas. La durée de la préphase diminue nettement avec la distance.

3° La phase principale. Elle se compose de trois parties bien distinctes : de très longues ondes ; des ondes lentes avec maximum ; des groupes d'ondes lentes.

Les longues ondes ont une grande période, mais une faible amplitude.

Les ondes lentes, parmi lesquelles se produit le maximum d'amplitude, ont une moindre période

que les précédentes; elles correspondent au véritable tremblement de terre, et souvent alors les aiguilles sortent du tambour enregistreur si l'intensité du séisme est notable au lieu d'observation.

Les groupes d'ondes lentes suivent, nettement séparés entre eux par des intervalles de temps à peu près égaux, et sont de durées sensiblement égales aussi ; l'amplitude diminue progressivement dans le même groupe de son commencement à sa fin et aussi d'un groupe au suivant. Parfois les groupes se succèdent sans interruption bien marquée.

Cette triple division est susceptible de varier dans une certaine mesure, et d'ailleurs cette description générale doit être considérée comme un simple schéma.

4° La queue du sismogramme ou phase finale.

La phase finale dure d'autant plus longtemps qu'il s'agit d'un tremblement de terre d'origine plus éloignée et de plus violente intensité. Sa durée peut atteindre plusieurs heures et toutes choses égales d'ailleurs elle augmente avec la sensibilité de l'appareil. Sa terminaison est généralement très difficile à discerner, plus encore que le commencement de la préphase. On notera donc ce fait intéressant que la masse terrestre, une fois mise en mouvement par un tremblement de terre de certaine intensité, ne revient au repos que longtemps

après l'ébranlement initial, si bien que certains sismographes très sensibles, comme celui de Wiechert, de 17 tonnes* accusent pour ainsi dire

de perpétuelles vibrations sismiques — * du globe terrestre.

Cette description générale, maintenant classique et bien connue, s'ap- plique aux sismogrammes de tremblements de terre dont la distance de l'origine à la station est comprise — entre5000etl0000 kilomètres, c'est-àdire d'origine qua- «.««,." A A lifiée de très éloi-

Fig. 15. — Sismogrammes comparés de macroséismes locaux, voisins, ou de téléséismes. gnée. La période

des frémissements est de 5 à 12", celle des longues ondes de 40 à 70" et celle des ondes lentes de 30".

Au delà de cette distance pour les tremblements de terre dits antipodiques, c'est-à-dire ceux dont l'origine est au delà du grand cercle terrestre qui a pour pôle l'observatoire, l'amplitude maxima se produit pendant la phase des longues ondes dont

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la période est de 70", celles des ondes lentes étant seulement de 20 à 30".

Pour les tremblements de terre simplement éloignés de 1 000 à 5 000 kilomètres, les premiers

Fig. 16.— Diagramme de la composante N.-S. du tremblement de terre do Mongolie du 9 juillet 1895; plus de 5 000 km. (d'après Angenheister).

frémissements sont encore bien distincts, mais les seconds se superposent aux longues ondes dont la période tombe à 40", celle des ondes lentes étant de 15 à 20".

Dans les sismogrammes des tremblements de terre peu éloignés, de 500 à 1 000 kilomètres, tous les frémissements prennent une période de ! à 6", ceux de la seconde phase toujours superposés aux ondes longues dont la période se réduit à 10". Celle des ondes lentes est moindre encore et c'est

parmi elles que se produit toujours l'amplitude maxima.

Les tremblements de terre régionaux, ou voisins, correspondent à une distance inférieure à 500 kilomètres; les frémissements préliminaires ne se distinguent plus entre eux, et la quatrième phase est très peu développée.

Dans les sismogrammes de secousses locales, dont l'épicentre ou foyer est à l'observatoire même ou dans son voisinage immédiat, les diverses ondes n'ont plus le temps de se séparer entre elles et on ne distingue plus que la phase principale dont la période très rapide est souvent comprise entre le dixième et le centième de seconde, l'amplitude maxima se présentant brusquement dès le début, au moins dans beaucoup de cas.

Il s'agit maintenant d'interpréter ces diverses phases relativement k la nature même du mouvement sismique en s'en tenant uniquement aux faits d'observation vraiment indiscutables, car dans le détail il y a de nombreux points à élucider encore, et même l'accord n'est pas fait entre les sismologues sur des points importants, presque de principe.

Lorsque, il y a plus d'un demi-siècle, Wertheim étudiait l'élasticité des corps, il découvrit qu'un choc y développe deux sortes d'ondes longitudinales et transversales, dépendant uniquement, quant à leurs vitesses et à la forme de leurs sur-

faces d'ondes, des propriétés physiques et de l'état moléculaire du corps, et telles que la vitesse de propagation des premières devait être le double de celle des secondes. 1/ exiguïté des dimensions

Kig. 18. — Sisraogrammo du trBiubloment do larre da Tokyo do 30 juin 1894.

des corps dont on peut disposer dans un laboratoire est trop grande pour que les expériences puissent vérifier ces résultats dans des conditions à l'abri de toute discussion et de toute critique et, en fait, cette affirmation resta plutôt à l'état de loi théorique. Mais précisément ce même physicien a nettement prévu que, plus tard, et en raison même des dimensions du globe terrestre, les tremblements de terre permettraient de vérifier ces déduc-

tions, ce qui est justement arrivé, comme ou va le voir. De son côté, Cauchy, par des considérations de pure analyse mathématique, concluait que le rapport des deux vitesses devait être celui de la racine carrée de trois à l'unité, nombre qui d'ailleurs ne diffère du rapport de Wertheim que de 13,5 p. 100. C'est là un point de très grande importance, puisqu'il permet de concilier pratiquement deux théories mathématiques différentes.

Plus tard, Lord Rayleigh démontra que, dans de semblables circonstances, il se formait à la surface du corps d'autres ondes, transversales, et dans la production desquelles, outre les propriétés physiques du corps, intervenait la gravité. Pour ce motif on les a nommées gravitationnelles. Elles sont toutes différentes des ondes visibles ou gravifiques dont on a parlé antérieurement.

Dès lors se produisirent de nombreuses et vives discussions entre les sismologues, les uns tenant pour les ondes profondes, longitudinales et transversales de Wertheim, les autres pour les ondes superficielles transversales de Lord Rayleigh. Les observations sismographiques sont venues en ces dernières années mettre tout le monde d'accord en vérifiant la coexistence des trois sortes d'ondes et très récemment, par une analyse mathématique unique, Lamb vient de confirmer ce résultat expérimental.

A l'occasion d'un tremblement de terre observé

en diverses stations sismographiques, même dans le oas où son foyer serait inconnu, c'est-à-dire si Ton n'en est informé que par les appareils, la comparaison des divers sismogrammes obtenus permet de calculer les différences de temps auxquels sont parvenus en deux stations les mêmes éléments du mouvement, quel que soit d'ailleurs le chemin réellement parcouru depuis le foyer jusqu'à chacune d'elles. Ces vitesses ne sont pas constantes et paraissent varier tant avec la distance qu'avec la constitution géologique des pays ébranlés et la nature des roches traversées pendant la propagation. L'interposition des masses océaniques les diminue; celle de roches anciennes généralement plus compactes et élastiques que les roches modernes, géologiquement parlant s'entend, les augmente. Mais, dans un même cas, il se trouve que la vitesse de propagation des premiers frémissements est à peu près le double de celle des seconds, c'est-à-dire qu'elles sont dans un rapport voisin de celui annoncé par Wertheim et par Cauchy. Il est donc rationnel d'admettre que les premiers et les seconds frémissements sont respectivement les ondes longitudinales et transversales de ces deux physiciens, tandis que la phase principale correspond aux ondes superficielles ou gravitationnelles de Lord Rayleigh.

Cette déduction est de la plus haute importance ; elle est d'une lumineuse clarté, mais, il faut bien

le reconnaître, elle n'est pas encore acceptée sans conteste par tous les sismologues, quoique rendant bien compte de beaucoup d'observations de détail dont la place n'est certainement pas ici. La difficulté, et elle est grande, consiste surtout à savoir quel chemin suit chacune de ces trois espèces d'ondes pour parvenir à l'observateur, la corde étant entre le foyer et lui, l'arc de grand cercle de la surface terrestre ou une courbe plus compliquée dans l'intérieur de la terre. L'extrême hétérogénéité des couches terrestres et notre ignorance de la constitution interne du globe viennent singulièrement compliquer la question, de sorte qu'on n'a pas pu jusqu'à présent se mettre d'accord, et les noms des plus éminents sismologues se rencontrent dans les divers camps, soient qu'ils aient surtout porté leurs investigations sur les résultats de la seule observation des sismogrammes, soit qu'ils aient appelé à leur aide l'analyse mathématique la plus élevée.

Nous nous en tiendrons donc à l'interprétation antérieurement exposée en raison de sa simplicité et de sa vraisemblance, mais sans pouvoir pour . cela en affirmer l'exactitude absolue. Toute décision ferme serait encore prématurée. C'est, en tout cas, un commode mais provisoire schéma accepté par des sismologues comme Benndorff et Wiechert.

Quoi qu'il en soit, dans cette manière de voir les ondes longitudinales (premiers frémissements),

li). — Sismogramme obtenu a Copiapo (Cliili),

le 21 septembre 1910 a pendule asiatique de Wiechcrt de 200 kilogrammes.

transversales (seconds frémissements) et gravitationnelles (phase principale) se présentent successivement à l'enregistrement des sismographes comme trois messagers partis simultanément du foyer du tremblement de terre, mais voyageant chacun avec des vitesses différentes aussi, les qualificatifs employés, longitudinales, transversales et gravitationnelles, ne faisant rien à l'affaire. Les retards relatifs augmenteront donc avec la distance, comme le montre l'observation, c'est-à-dire que les durées des phases s'allongeront avec le même facteur, résultat conforme aux faits, et l'on comprend maintenant pourquoi et comment ces ondes diverses, ou phases, se distinguent de moins en moins entre elles dès que la distance est assez faible pour en contrarier la séparation. C'est pour cela qu'elles se superposent et se confondent dans les sismogrammes des tremblements de terre régionaux et surtout locaux définis comme il a été fait plus haut.

Les difficultés qu'on vient de signaler n'en permettent pas moins la détermination assez précise de la distance à laquelle s'est produit un tremblement de terre dont on possède le sismogramme. Il s'agit là d'un problème d'analyse indéterminé relatif à l'arrivée au but de trois courriers partis simultanément du foyer avec des vitesses différentes, mais qu'il est plus pratique de résoudre au moyen de formules ou de règles empiriques

déduites directement de nombreuses observations que l'on obtient en comparant les distances connues a posteriori des foyers de tremblements de terre bien observés avec les durées des diverses phases des sismogrammes correspondants.

Ces formules sont nombreuses et se réduisent à des opérations arithmétiques simples effectuées sur les durées des phases et ne préjugeant d'ailleurs rien sur la vraie nature des ondes correspondantes. Ces règles diffèrent suivant les sismologues ; il est plus exact de dire qu'elles varient légèrement suivant les observatoires en raison de la constitution géologique des terrains traversés, ainsi qu'on l'a indiqué tout à l'heure. Celle de Stiattesi parait donner généralement les résultats les plus approchés de la distance, et son erreur ne dépasse guère 100 kilomètres aux plus grands éloignements. Au-dessous de 2000 kilomètres, ce sismologue ajoute 38 kilomètres au produit par 5,34 de la durée totale mesurée en secondes des premiers et seconds frémissements, tandis qu'au delà de cette distance il retranche 2 3S1 kilomètres du produit par 19,1 de la durée en secondes des seuls premiers frémissements. Omori emploie une formule semblable, mais avec des coefficients différents. Laska enfin diminue d'une unité la durée des premiers frémissements mesurés en minutes et fractions décimales de minute pour calculer le nombre de mégamètres (1000 kilomètres) de la distance. Il

est d'autres règles encore, mais il suffit d'avoir cité les principales.

Ainsi se résout ce problème qui ne laisse pas que d'étonner le public chaque fois qu'avant l'arrivée de tout télégramme, un sismologue annonce qu'un grand tremblement de terre vient de se produire à telle ou telle distance de son observatoire et souvent même dans tel ou tel pays plus ou moins éloigné qu'il désigne. Nous allons voir comment on peut, en plus de la distance, déterminer la direction d'où sont venues les ondes du sismogramme et, par conséquent, localiser le foyer du tremblement de terre à la surface du globe.

Connaître la distance ne suffît pas, en effet, puisque nous ne possédons encore au moyen du sismogramme que le rayon sphérique du petit cercle terrestre qui a l'observatoire pour pôle et sur lequel se trouve le foyer superficiel du tremblement de terre, ou son épicentre comme on dit. Il faut en outre connaître la direction suivie par les ondes.

Grablowitz s'est fait une spécialité de calculer, pour divers observatoires, des mappemondes dites isodiastématiques et azimuthales , sur lesquelles sont tracés des cercles équidistants de 1 000 kilomètres autour des observatoires pris comme pôles. Or on verra plus tard que les régions à tremblements de terre sont disséminées, à la surface terrestre, le long de très étroites bandes bien

définies; ces cercles les coupent en deux points au plus, ce qui donne dans les cas les plus défavorables une indication précise sur une double provenance possible du tremblement de terre dont on étudie le sismogramme. Toute hésitation disparaîtra si deux, ou mieux trois observatoires se communiquent télégraphiquement la distance à laquelle le séisme s'est produit pour chacun d'eux. La région ébranlée se trouvera à l'intersection commune de trois Cercles des mappemondes isodiastématiques correspondantes.

L'étude des archives sismographiques d'un observatoire donne lieu à une autre méthode; on constate, en effet, que les divers sismogrammes obtenus y diffèrent suivant la direction dont ils proviennent, mais que ceux correspondant à un même azimuth ont un certain air de parenté qu'un peu d'habitude permet de distinguer de prime abord. Cela résulte encore de l'influence profonde de la constitution géologique suivant les diverses directions particulières de propagation, influence qui suffit pour imprimer un caractère spécial aux sismogrammes de telle ou telle provenance.

On peut aussi recomposer suivant la règle du parallélogramme les premières impulsions sismiques enregistrées et en déduire la direction d'où est venu l'ébranlement. Mais ce moyen est plutôt délicat et infidèle, les deux composantes n'entrant pas toujours simultanément en mouvement* On

pourra enfin constater par exemple la prédominance dans une des deux composantes d'impulsions venant du nord et dans l'autre celle d'impulsions venant de l'est, d'où Ton déduira que les ondes viennent du sud-ouest pour cheminer vers le nord-est. Dans tous les cas la seconde partie du problème est beaucoup plus difficile à résoudre que la première, et il sera prudent de faire intervenir toutes ces considérations à la fois si l'on ne dispose pas de dépêches venues d'autres stations plus ou moins voisines.

On notera aussi qu'un pendule sismographique ne peut obéir à un ébranlement lui venant dans certaine direction, par exemple celle du plan vertical d'équilibre d'un pendule horizontal. Si donc il manque une composante, c'est que le tremblement de terre est émané de cette direction, et en général la recomposition des amplitudes maxima donnera une idée approchée de la direction cherchée.

Quelques autres éléments des sismogrammes ont donné lieu à des interprétations intéressantes. Les groupes d'ondes lentes de la troisième partie de la phase principale sont attribués à des ondes superficielles secondaires provenant soit d'autres secousses produites au foyer du tremblement de terre ou en son voisinage immédiat, soit d'ondes de la phase principale réfléchies contre des accidents géologiques. La queue ou la phase

finale du sismogramme présente aussi parfois de semblables groupes; on a pu y reconnaître des ondes lentes de la phase principale qui sont revenues à l'appareil après avoir fait le tour de la terre en passant par Tanti-épicentre, ou antipode du foyer. Ces groupes ont été appelés échos par Milne, nom qui donne une claire idée de leur provenance.

Il ne sera pas inutile de donner quelques-uns des résultats numériques tirés de l'étude des sismogrammes.

La vitesse moyenne des ondes lentes est de 3 800 mètres par seconde et elle est pratiquement constante; c'est celle du son dans les fils télégraphiques. On en conclut avec raison qu'elles ne peuvent cheminer à la surface même du sol, puisqu'il n'y existe aucune roche dont les propriétés physiques permettent une telle vitesse de propagation; il faut donc qu'elles aient suivi un chemin plus profond, où l'augmentation de densité et d'élasticité des roches, due à leur compression mutuelle, concorde avec ce résultat numérique. La vitesse des ondes longitudinales varie entre 3 500 et 13 000 mètres par seconde et même plus; elle augmente avec la profondeur du foyer et sa distance à l'observatoire; celle des ondes transversales varie entre les mêmes limites divisées par le rapport de Wertheim ou de Cauchy. On aura plus tard à revenir sur cet important sujet.

La longueur d'onde est la distance entre deux crêtes ou deux ventres successifs. Elle se déduit très simplement de la vitesse de propagation et de la période. Celle des vibrations longitudinales atteint 160 kilomètres et plus, et celle de la phase principale peut aller à 40 ou 50. On voit ainsi combien sont démesurément aplaties les vagues sismiques, les amplitudes maxima observées n'ayant jamais dépassé 22 centimètres, et Qn s'explique bien que, dans de telles conditions, on ait pu nier l'existence de la composante verticale.

SISMOLOGIE MODERNE.