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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 sismosrammes des tremblements de terre régionaux et surtout locaux définis comme ïl à été fait plus haut.

Les difficultés quon 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 2351 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. Läska 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 suffit 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 dis-

paraîtra 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 1s0diastématiques 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 l’on 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 dépèches 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 l’anti-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 15000 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.

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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 on s'explique bien que, dans de telles conditions, on ait pu nier l'existence de la composante verticale.

- SISMOLOGIE MODERNE;

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