SIEBER(4 — LINSCKIFÏION INSTUrMENTALE DES SÉISMES ET LA PHYSIQUE DU (ILOHE 



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li'siiuelles la vitesse de propagation superlicieile 

 a[)parente est, en moyenne, d'environ li kilomètres 

 l)Mr seconde. La vitesse superlicieile des ondes 

 transversales est à peu près la moitié de la précé- 

 dente; c'est celle des secondes vibrations pré- 

 liminaires V,, qui ont une vitesse superlicieile 

 d'environ 7 kilomètres et demi par seconde. 



A l'épicentre, où les ondes sphériques de l'inté- 

 rieur de la Terre paraissent à la surface, elles pro- 

 duisent des oscillations superficielles nommées 

 ondes de Rayleigh, du nom du physicien anglais 

 qui les a découvertes. Comme elles provoquent gé- 

 néralement, pour de grandes distances épicentrales, 

 les plus fortes oscillations du sol et qu'elles se font 

 le plus remarquer dans les sismogrammes, cette 

 pliase iB) est appelée la phase principale. En géné- 

 ral, les ondes de Rayleigh correspondent à peu près 

 aux ondes de l'eau, mais elles en diffèrent cepen- 

 dant complètement par un trait principal : Tandis 

 que, lorsqu'il y a perturbation de l'équilibre de 

 l'eau, la pesanteur produit la pression intérieure 

 qui sert à communiquer et à transmettre le mouve- 

 ment d'une particule à l'autre (ondes de gravitation), 

 pour les ondes de Rayleigh, l'élasticité est la force 

 qui refoule et qui produit les oscillations. Il est pro- 

 bable, ainsi que l'a montré Wiechert à laide de 

 tracés sismiques, qu'elles sont formées par la réu- 

 nion d'ondes de compression et de torsion, de telle 

 sorte que la réunion ne se produit qu'à la surface. 

 Là, les difTérentes espèces d'ondes se confirment 

 l'une l'autre pour faire disparaître partout, à la 

 surface, les pressions élastiques, ainsi que l'exige 

 la libre mobilité de la surface. On peut voir, 

 malgré cela, que la contradiction de cette hypothèse 

 concernant la vitesse des ondes superficielles de 

 3,8 kil. environ par seconde, vitesse moindre, par 

 conséquent, que celles des ondes de compression et 

 des ondes de contorsion, n'est qu'apparente. Il en 

 ressort plutôt que ce ne sont pas les ondes de Ray- 

 leigh, [)roduites au foyer sismique, qui avancent 

 sur une ligne frontale sphérique avec la vitesse 

 appartenant à l'état stalionnaire, mais que ce sont, 

 au contraire, des ondes qui ont la vitesse des ondes 

 de compression et des ondes de torsion i[ui doivent 

 précéderet arriver peu à peu à un étal corresptmdant 

 à celui de l'état stalionnaire des ondes de Rayleigh. 



Si l'on considère l'épicentre comme pôle, les 

 vagues superlicielles diminuent d'énergie jusqu'à 

 l'équateur; de là au pôle opposé, ou « aniiépicenire", 

 l'énergie augmente de nouveau; mais, sur le par- 

 cours, une partie de l'énergie des ondes longues se 

 perd pur absorption, car, d'après les recherches de 

 G. Angenheisler', l'énergie concentrée dans l'anli- 



' Ci. AN(iEXHEiSïEu : Beslimmung der Fortpnanzungsge- 

 scliwindigkcit und Absorption von Erdbebeuwellen, die 

 dui'ch deii Gegenpuiilit des Herdcs geg:ingen sind. iVacljr, 



épicentre n'esl plus que la 490° partie de l'énergie 

 initiale, et l'amplilude du mouvement vrai du sol 

 est réduite à 1 22. Alors l'antiépicenlre remplit le 

 rôle d'épicentre; les ondes superlicielles qui en 

 partent, les ondes W,, n'ont plus à l'épicentre que la 

 242.500° partie de l'énergie initiale (== 1 i90 de l'am- 

 plitude réelle). Ce courant de va-et-vient continue 

 jusqu'à ce que toute l'énergie soit épuisée; on a 

 cependant rarement pu jusqu'ici observer des ondes 

 Wj. Par les expériences déjà faites, on voit aisé- 

 ment que les ondes des dillérents groupes, des 

 « phases » du sismogramme, se suivent d'autant 

 plus lentement que l'épicentre se trouve plus éloigné 

 de l'endroit où se trouve le sismomètre: inverse- 

 ment, la longueur des phases du sismogramme 

 nous permet de calculer la distance de l'épicentre à 

 la station d'observation. Parmi les nombreuses 

 formules empiriquement obtenues à cet effet pour 

 les tremblements de terre éloignés, c"est-à-direpour 

 unedistanceépicentralede2.0t>0à 12.000 kilomètres 

 de la station sismornétrique, le calcul le plus sim- 

 ple est celui de Lâska. La règle de Lâska. qui per- 

 met d'effectuer le calcul mentalement et qui donne, 

 comme l'expérience le prouve, les meilleurs résul- 

 tats, est la suivante ; 



(Y. — V,^ minutes — 1 = .\ luégaméU'c.'S. 



Si donc la durée de la première phase préliminaire 

 est de 10,7 minutes, la distance épicentrale est de 

 9.700 kilomètres. 



Les distances épicentrales que l'on a ainsi obte- 

 nues peuvent être très sensiblement améliorées si 

 l'on tient compte des valeurs que Benndorf a obte- 

 nues pour les hodograplies; il suffit alors de tenir 

 compte des corrections suivantes : 



D'après leur tracé, on peut distinguer les trois 

 types suivants (fig. 1) de sismogrammes, en rapport 

 très étroit avec la distance épicentrale ; 



1° Les tremblements de terre locaux, dans la 

 région épicentrale. L'espace parcouru étant court, 

 le sismogramme ne inarque pas la dill'èrence entre 



V. (I. Kgl. Ges. il. Wiss. zii Gi'uiiutjen, mathcm.-pliysik. 

 Klassc, 1906, p. tlO £f. — 1d. : Seismische Registrierungeii 

 in Gôtlingen im Jalire 0,'i. /(/.. p. 3j7 ff. 



