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Lasismologie ouséismologie (ce dernier est unanglicisme deseismology[1]) est une discipline scientifique qui étudie lesséismes (tremblements de terre) et la propagation desondesélastiques (ditesondes sismiques) à l'intérieur de laTerre[2].
Les tremblements de terre ont longtemps été considérés comme des messages divins. Pour lesChinois, c'était un signe que le Ciel (les dieux) désavouait la légitimité de l'empereur. En raison de la signification politique qu'accordaient les Chinois aux séismes et à leur fréquence importante dans la région, très tôt, ils notèrent consciencieusement les différents tremblements de terre. L'un des premiers à être noté est celui de780 av. J.-C. et le pire en perte de vies humaines est celui de1556 dans la province de Shaanxi qui fit plus de 830 000 victimes[4].
Les Chinois n'établirent aucune théorie scientifique sur l'origine naturelle des séismes, mais c'est l'un d'entre eux, l'inventeurZhang Heng, qui créa le premier pseudo-sismographe en132. Né dans une région de fortesismicité, Zhang Heng mit au point unsismoscope utilisant leprincipe du pendule.
Pour lesanciens Grecs,Poséidon était le responsable de tels événements. Pourtant, cela n'empêcha pas des Grecs commeThalès (VIe siècle av. J.-C.) et surtoutAristote (IVe siècle av. J.-C.) de penser que les séismes ont une origine naturelle. Selon Thalès, ce sont des éruptions d'eau chaude qui sont la cause des tremblements de terre : les surfaces émergés flottent sur l'eau, et des éruptions d'eau chaude assez violentes peuvent faire bouger la terre. Pour sa part, Aristote établit sa théorie pneumatique dans laquelle lepneuma (souffle) serait la cause des séismes. Le pneuma est produit par la chaleur de la terre (dont l'origine est le feu intérieur) ou par les rayons duSoleil. Lorsque le pneuma est dirigé vers l'extérieur, il forme les vents. Mais lorsqu'il s'enfonce dans la terre et s'accumule, il produit des tremblements de terre. Grâce au rayonnement des œuvres d'Aristote dans les sciences du Moyen Âge, cette théorie resta une des principales pendant plusieurs siècles.
L'ouvrageMundus subterraneus d'Athanasius Kircher publié en 1664 relaye la théorie de Gassendi.
En Europe, à laRenaissance, l'origine naturelle est de plus en plus envisagée, et plusieurs théories apparaissent. Par exemple,Pierre Gassendi, vers1650, pensait que c'étaient des poches de gaz qui explosaient[5]. L'abbéPierre Bertholon de Saint-Lazare, en1779, y voyait un effet de l'électricité, qui, lorsqu'elle s'accumulait dans le sol, provoquait untonnerre souterrain. Ami deBenjamin Franklin et ayant travaillé sur l'électricité, il présenta un système utilisant desparatonnerres enfoncés dans la terre afin de prévenir les séismes en empêchant les coups de tonnerre.
L'ampleur dutremblement de terre de Lisbonne de 1755 (magnitude estimée entre 8,6 et 9) suscite l'une des premières études scientifiques sur le sujet. La séismologie expérimentale est inventée par un ingénieur irlandais,Robert Mallet, qui, entre 1830 et 1850, étudie, grâce à des cuves à mercure, la propagation des ondes provoquées par des explosions artificielles. Il évalue l'intensité des séismes et dresse, en 1857, la première carte (encore valable aujourd'hui) de lasismicité des régions méditerranéennes et en 1858 la première carte de sismicité mondiale[6]. Cela n'empêche pas les Japonais de donner encore à cette époque une étiologie mythique aux séismes : leséisme de 1855 au Japon inspire le mythe de l’ōnamazu, silure géant vivant dans la vase des profondeurs de la terre et responsable de ce séisme.
Le, l'astronome allemandErnst von Rebeur-Paschwitz(de) observe une déviation sur les pendules horizontaux des deux stations allemandes de l'Observatoire de Potsdam et de Wilhelmshaven. Apprenant le, dans la revueNature, qu'un séisme est survenu à Tokyo, il fait le rapprochement entre le signal des pendules et l'arrivée des ondes sismiques de ce tremblement de terre, et en déduit une vitesse des ondes sismiques supérieure à 7 km/s[7]. C'est le premier enregistrement d'un téléséisme (onde sismique à grande distance)[8] et le début de la sismologie moderne.
La sismologie est une science ancienne du point de vue de l'observation, mais les bases scientifiques de l'étude des séismes ne furent posées que de façon très récente.
Schéma d'une rupture sismique à un instant donné. 1. Direction duNord 2.Épicentre 3. Azimut de la faille 4. Pendage de la faille 5. Point de nucléation ouhypocentre 6. Plan de faille 7. Partie de la faille en mouvement 8. Front de la rupture 9. Phase de cicatrisation 10. Partie de la faille ayant déjà rompu 11. Bord de la zone intéressée par le séisme
La sismogenèse étudie les mécanismes provoquant lestremblements de terre. Cette discipline essaie non seulement de comprendre ce qui se passe lors d'un tremblement de terre sur la ou lesfailles impliquées, mais aussi d'appréhender (si elles sont appréhendables) les conditions associées au déclenchement (le terme technique est « nucléation ») d'un tremblement de terre dans le temps et dans l'espace.
Dans sa simplification la plus extrême, la source d'un séisme peut être considérée comme un point représentant la position de la nucléation (appelée aussi « foyer » ou « hypocentre »). Le travail consistant à trouver la position de ce point est appelé « localisation ». Le diagramme du rayonnement d'énergie à basse fréquence d'un séisme correspond à celui d'un double couple deforce dont un des deux plans nodaux correspond auplan de faille. L'orientation spatiale de ce double couple est appelée « mécanisme au foyer ». Celui-ci permet de savoir s'il s'agit d'unefaille inverse,normale ou d'undécrochement. La première étape de l'étude d'un séisme est donc de trouver la localisation et le mécanisme au foyer. La disponibilité des données sismologiques en temps réel à l'échelle planétaire permet d'obtenir ces informations très rapidement après un événement (moins d'une heure pour les séismes majeurs).
Mais la source d'un tremblement de terre n'est pas un point. Les plus grands séismes sont provoqués par des ruptures de failles de plusieurs centaines dekilomètres. Le sismologue parle de source étendue quand il décrit leséisme non plus comme un simple point mais comme unesurface bi-dimensionnelle plus ou moins complexe.
Comprendre la source sismique est fondamental pour pouvoir un jour espérer prévoir les séismes. Certains groupes de chercheurs[Lesquels ?] estiment qu'il est possible de prédire certains événements sismiques mais ces recherches n'ont pas le consensus de toute la communauté sismologique et sont souvent l'origine de débats très enflammés.
Carte de lasismicité mondiale depuis 1973[9]. Outre les deux ceintures visibles sur la carte de Robert Mallet (ci-dessus à droite) on y voit en moins intense les frontières desplaques tectoniques.
La sismotectonique est la branche de la géologie et de la géophysique qui étudie les structures et les mouvementstectoniques grâce aux séismes, ainsi que les rapports entre les séismes et la tectonique. En effet, la distribution spatiale destremblements de terre (sismicité) n'est pas aléatoire. En regardant la sismicité à l'échelle planétaire, la majeure partie desséismes se situe aux frontières desplaques tectoniques. La variation de la profondeur deshypocentres souligne la présence des zones desubduction.
Cette simple analyse à l'échelle du globe peut être effectuée à toutes les échelles. À l'aide de différentesstations sismiques réparties autour d'un séisme, il est possible de retrouver les paramètres physiques d'un séisme, comme les coordonnées du séisme, sa profondeur (souvent difficile à déterminer), et le mécanisme au foyer du séisme ; ainsi, on détermine le type defaille mise en jeu. À partir de la simple analyse de sismogrammes ayant enregistré une secousse, il subsiste toujours un doute sur l'orientation de la faille principale, la distinction entre le plan de faille et leplan nodal (plan théorique orienté perpendiculairement au plan de faille) ne pouvant être obtenue que par la connaissance géologique et/ou l'étude desrépliques du séisme principal. Lesmécanismes au foyer (paramètres géométriques de la rupture) sont liés à l'orientation et aux variations du champ decontrainte dans lacroûte.
La localisation précise desséismes nécessite une connaissance assez détaillée des variations de la vitesse desondes sismiques dans le sous-sol. Ces vitesses sont directement liées aux propriétés élastiques et physiques du milieu. En général, les variations de vitesse dans laTerre sont fonction de la profondeur. Ceci est la raison pour laquelle, en première analyse, le milieu dans lequel se propagent lesondes (milieu de propagation) est souvent assimilé à un milieu stratifié horizontal (empilement de couches horizontales, le terme technique estmilieu monodimensionnel). Mais la prise en compte de milieux complexes tridimensionnels est aujourd'hui pratique courante. Ainsi, la détermination du milieu de propagation et la localisation des séismes sont obtenues conjointement par des techniques detomographie dite passive (les sources sont naturelles).
Unséisme est toujours le témoignage de la présence d'unefaille (si on exclut certaines sources très particulières). Mais unefaille ne produit pas toujours desséismes. On parlera alors de faille inactive si celle-ci ne cause aucune déformation. En outre, une faille, ou un segment de faille, peut être active mais ne provoquer aucunséisme (ou bien une sismicité diffuse de très faiblemagnitude). La faille est alors dite asismique. Le mouvement sur la faille se fait alors très lentement (quelques millimètres par an). Le terme technique est « creeping » (mot anglais signifiant littéralement « rampement »). Cette déformation ne peut être mise en évidence que par desdonnées géodésiques (par exemple des mesuresGPS ou des imagesInSAR). Ce même type de données a permis de détecter récemment des glissements sur des failles ayant des durées très longues (plusieurs semaines à plusieurs mois). Ces événements sont appelés « séismes lents »[10],[11].
La relation entre activité sismique etfaille est importante pour la prévision sismique. Dans une vision simplifiée, la déformation due à latectonique augmente lescontraintes sur la faille. Arrivé à un certain seuil, une rupture se déclenche et la faille provoque unséisme relâchant les contraintes accumulées. La faille est alors prête pour un nouveau cycle d'accumulation. Ainsi, sur un système de faille où la charge en contrainte est homogène, la faille ou le segment de faille n'ayant pas subi de forts tremblements de terre depuis longtemps devient un bon candidat pour le prochain séisme. Ce candidat est appelé « gap » sismique[12],[13]. Cette simplification n'est pas souvent vérifiée car le champ de contrainte n'est pas homogène et la géométrie des failles est complexe.
Risque, aléa et vulnérabilité sismique : notion de chaîne de risque sismique
Carte de l'aléa sismique pour l'Europe du Nord. L'échelle des couleurs indique l'accélération du sol ayant 10 % de chance d'être dépassée en 50 ans[14].
L'évaluation de l'activité sismique d'une zone est fonction de la vitesse de déformation, du potentiel sismogène des failles et de la période de retour des séismes de forte magnitude. La chaîne de risque sismique est la combinaison de l'aléa sismique[15] en un point donné et la vulnérabilité[16] des enjeux :
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L'analyse de l'aléa sismique étudie l'occurrence destremblements de terre et lesmouvements forts du sol qui en découlent. On distingue en général deux approches distinctes : l'analyse probabiliste de l'aléa sismique (en anglais PSHA pour Probabilistic Seismic Hazard Analysis) et l'approche déterministe[17]. Ces deux approches sont complémentaires et sont souvent utilisées ensemble.
L'approche déterministe permet de faire des études de scénario quand la plupart des paramètres du problème sont fixés. En pratique, elle permet de répondre à des demandes du type : « Quelles seraient les accélérations du sol attendues àAix-en-Provence dans le cas d'un séisme de magnitude 6 sur la faille de lachaîne de la Trévaresse ? » La réponse à cette question se base souvent sur les connaissances acquises grâce à la sismicité historique. Si le scénario est inédit et n'a pas de réponse dans les bases de données, alors une simulation numérique du problème est requise.
Il est nécessaire de faire la distinction entre l'aléa sismique et lerisque sismique. En effet, le risque sismique est l'impact de l'aléa sismique sur l'activité humaine en général. Ainsi, on parle d'un aléa sismique élevé pour une région ayant une activité sismique importante. Mais à un aléa sismique élevé ne correspond pas forcément un risque sismique élevé si la région est déserte et ne comporte pas de construction. En revanche, même une zone ayant une sismicité modérée peut être considérée à haut risque du fait de la densité de la population, de l'importance du construit ou bien de la présence d'édifices sensibles (centrales nucléaires, usines chimiques, dépôts de carburants…). L'évaluation modélisée et mathématisée du risque sismique ne doit pas faire oublier la notion différente de risque perçue par l'homme qui prend en compte les facteurs de sens général du rapport au risque, de l'évaluation locale des dommages et des solutions de prévention et du niveau de maturité collective[18].
« Prétendre déterminer la structure de la Terre en étudiant les secousses sismiques équivaut pour un aveugle à deviner de quoi est fait un piano à queue en écoutant le bruit qu'il fait quand on le pousse dans un escalier »
La sismologie globale étudie lastructure de la Terre en utilisant les enregistrements desondes produites par les séismes à très grandes distances. En effet, quand lamagnitude du séisme est suffisante (supérieure à 5), les ondes qu'il émet peuvent être mesurées sur toute la surface de la Terre.
Les ondes de volume, primaires et secondaires (ditesondes P etondes S), traversent la Terre et se réfléchissent sur les discontinuités majeures (interface noyau-manteau,Moho, surface de la terre). Chaque réflexion produit différentes phases et l'étude de leur temps de parcours entre la source et le sismomètre donne des informations sur la structure traversée. Par exemple, l'absence d'onde de cisaillement S passant par le noyau externe a permis àRichard Dixon Oldham de conclure qu'il était liquide.
Le premier modèle de référence a été justement déduit de l'étude des temps de parcours des ondes sismiques. Il s'agit d'un modèle monodimensionnel[20] définissant la variation de la vitesse des ondes sismiques et de la densité en fonction de la profondeur.
Mais l'approximation de paramètres ne dépendant que de la profondeur est seulement de premier ordre. La variabilité tri-dimensionnelle de la structure interne du point de vue sismologique a de multiples causes. La cause principale est l'hétérogénéité associée aux discontinuités majeures. Leur géométrie est complexe. Il s'agit aussi de zones d'échanges créant des variations importantes des paramètres physiques auxquels sont sensibles les ondes sismiques. Par exemple, l'étude des phases réfléchies à la frontière entre le noyau et le manteau fournit des informations non seulement sur sa topographie mais aussi sur son comportement, qui est très important pour la dynamique de la planète Terre. En utilisant l'outil tomographique, les dernières études montrent des images de plus en plus nettes du manteau et des zones de subduction et proposent des réponses sur l'origine des plumes mantelliques.
Les ondes de volume ne sont pas les seules à être sensibles à l'échelle du globe. Lors des grands tremblements de terre, les ondes de surfaces peuvent faire plusieurs fois le tour de la Terre. L'utilisation de ces types de données sert aussi à la connaissance de la structure de la Terre dans les premières centaines de kilomètres. En effet, l'amplitude des ondes de surface s'atténue avec la profondeur.
Enfin, la Terre est un volume fini et peut résonner. Pour les plus importants séismes, l'interaction constructive des ondes de surface faisant le tour de la Terre excite sesmodes propres. La Terre se met alors à vibrer comme une cloche. L'infrason le plus bas émis par la terre a une période d'environ 53,83 min[21]. Ce son dure plusieurs jours avant de s'atténuer. La période des différents modes est directement reliée à la structure interne de la Terre. Le modèle de référence le plus utilisé est lemodèle PREM, de l'anglaisPreliminary reference Earth model[22]. Aujourd'hui des modèles plus récents et légèrement différents sont aussi utilisés mais ne l'ont pas supplanté.
Les avancées de lasismique d'exploration sont intimement liées à la prospection pétrolière et à la surveillance des gisements. Toutefois, les techniques développées dans ce domaine sont aussi employées pour la connaissance de la structure du sous-sol, pour des échelles allant de la maquette de laboratoire jusqu'à lacroûte terrestre.
La sismique d'exploration est appeléesismique active dans le cas où les ondes sismiques utilisées pour imager le sous-sol proviennent de sources sismiques artificielles contrôlées (du coup demarteau à l'explosion nucléaire). La sismique d'exploration peut aussi s'effectuer en exploitant les ondes émises par des sources non contrôlées, comme desséismes (naturels et/ou induits dans le cas des réservoirs), ou encore lebruit sismique ambiant.
La position relative des différentes sources et des récepteurs joue un rôle clef dans le processus d'imagerie du sous-sol. Ces positions vont définir le type de données obtenu et donc le type de méthode à employer et le type de résultat attendu. La première distinction est la dimensionalité de l'acquisition. Elle peut être 1D (à une dimension, soit une source et plusieurs capteurs alignés ou le contraire), 2D (les sources et les récepteurs sont contenus dans un même plan, en général la surface de la Terre), 3D voire 4D (étude de la variation du problème 3D dans le temps). Chaque passage de dimension implique une augmentation substantielle du coût de l'acquisition, mais aussi de la puissance informatique nécessaire au traitement des données. Augmenter la dimension des données rend aussi l'interprétation des images plus ardue, car les données sont plus difficiles à visualiser.
L'autre caractéristique importante de la configuration est le type dedéport (distance source-capteur) utilisé. Quand les déports sont petits, l'énergie enregistrée sur le capteur provient principalement de la réflexion de l'énergie sur les discontinuités d'impédance du milieu. On parle desismique réflexion. Quand les déports sont grands, l'énergie enregistrée provient des phases sismiques traversant le milieu ou longeant les discontinuités (ondes réfractées). On parle alors desismique réfraction.
Ces deux concepts dépendent beaucoup de l'échelle de la zone étudiée, et de si cette dernière est à terre ou en mer. Pour la sismique réflexion en mer, un bateau de prospection traine une ligne de capteurs appeléeflûte, tout en émettant des ondes sismiques (tirs) à intervalles réguliers, grâce à descanons à air. Dans le cas de la sismique réfraction en mer, le capteur est fixe et le bateau s'en éloigne en tirant. Ces acquisitions sont principalement 2D. Les acquisitions marines peuvent également être 3D, par exemple si le bateau tire plusieurs flûtes sismiques parallèles. De plus en plus de prospections mélangent maintenant ces deux concepts en une seule acquisition (sismique réflexion à grand angle).
L'acquisition de données à terre est beaucoup plus coûteuse et les milieux sont en général plus difficiles à interpréter.
L'archéosismologie est l'étude des séismes ayant eu lieu durant lapréhistoire ou laprotohistoire. Elle se base sur des étudesarchéologiques, en particulier la destruction de constructions humaines, ou sur la présence de failles. Elle permet d'avoir accès à des événements extrêmement rares, et donc extrêmement violents : dans ces zones, l'énergie élastique emmagasinée n'est libérée que très rarement, et donc avec une très grande ampleur.
Au premier plan, le sismomètre passif installé sur la Lune lors de la mission Apollo 16
La sismologie et ses outils ne sont plus confinés à la planète bleue depuis la fin des années 1960 grâce auprogramme Apollo. Lors de la missionApollo 12, le premier sismomètre extra-terrestre est installé sur la Lune le. Lors de chacun des trois atterrissages suivant (Apollo 14,15 et16), un sismomètre est installé. Ces instruments ont formé le premier (et unique pour le moment) réseau sismologique extra-terrestre. L'expérience prit fin le.
Les sources sismiques enregistrées sur la Lune sont de cinq types différents :
sources thermiques très superficielles causées par la variation journalière de température en surface ;
séismes superficiels haute fréquence dus au refroidissement thermique (magnitude observée jusqu'à 5.5[23] - nombre d'observations : 28) ;
séismes profonds (appelés tremblement de Lune) (nombre : 3145) causés par lamarée lunaire. Ils sont localisés entre 800 et 1 200 km de profondeur.
L'analyse de ces données uniques a permis de démontrer que la structure de la Lune est différenciée (existence d'une croûte, d'un manteau et d'un hypothétique noyau). Les vitesses des ondes sismiques ont ajouté des contraintes sur la composition chimique et minéralogique, compatible avec l'hypothèse d'une collision entre deux astres. Les enregistrements des tremblements de Lune durent très longtemps (jusqu'à une heure). Cette caractéristique est expliquée par la grande dispersion (grande hétérogénéité) et par la faible atténuation dans la croûte lunaire.
Le programme Apollo ne fut pas le premier à tenter de mettre un sismomètre sur la Lune. Leprogramme Ranger tenta en 1962 de déposer un instrument avec les sondes Ranger 3 et 4. Malheureusement la première manqua la Lune et la seconde s'y écrasa. En ce qui concerneMars, lasonde Viking installa avec succès un sismomètre en 1976. Un défaut de réglage de l'instrument associé aux forts vents martiens rendit ces données inexploitables. Dans le cadre de la mission Mars 96, les deux sismomètres Optimism prévue pour une installation sur Mars furent perdus avec le lanceur le.
La sismologie a été appliquée aussi aux astres non solides. L'impact de lacomèteShoemaker-Levy 9 surJupiter en 1994 généra des ondes sismiques de compression et des ondes de surface observables sur les imagesinfrarouges. En outre l'étude des ondes P, de surface et de gravité observées sur leSoleil est maintenant une discipline établie qui s'appelle l'héliosismologie. Ces ondes sont générées par les mouvements convectifs turbulents à l'intérieur de l'étoile.
L'envoi de sismomètres sur une comète (sonde Rosetta) et surMercure (missionBepiColombo) est initialement prévu mais ensuite abandonné, et c'est seulement en qu'un sismomètre est à nouveau déposé sur un corps extraterrestre,Mars. Le, l'instrument SEIS embarqué par la sondeInSight fournit le premier enregistrement d'un séisme martien.
Les séismes terrestres les plus violents excitent des ondes de surface de longue période qui en l'occurrence ne sont pas du tout limitées à la surface mais correspondent à différentsmodes de vibration globale de la Terre. Des oscillations de même nature sont prévisibles et observables dans leSoleil et les autresétoiles. Elles sont l'objet d'étude de l'héliosismologie et de l'astérosismologie, respectivement.
Les tremblements de terre produisent différents types d'ondes sismiques. Ces ondes, en traversant la terre et en se réfléchissant ou se diffractant sur les discontinuités principales de propriétés physiques des roches, nous fournissent des informations utiles pour comprendre non seulement les événements sismiques mais aussi les structures profondes de laterre. Il existe trois types d'ondes: les ondes P (première), S (seconde) et L (longue).
La mesure en sismologie est fondamentale tant pour l'étude de la propagation desondes que pour celle desséismes. En effet, l'étude d'un séisme passe par la compréhension des processus en action sur lafaille avant et pendant le phénomène. Mais une observation directe de cet objet dans son ensemble n'est pas possible. La seule possibilité existante est de réaliser unforage mais c'est une solution très coûteuse et qui ne permet qu'une observation ponctuelle du plan de faille. Il faut donc recourir à des observations indirectes, la première étant celle des ondes générées par les séismes. Ces dernières peuvent en effet être enregistrées même à de très grandes distances, du moins en cas de magnitude importante. Ces ondes sont enregistrées grâce à des capteurs appelés sismomètres.
Dans la première moitié duXXe siècle,Beno Gutenberg, outre ces célèbres travaux sur lamagnitude, remarque que le nombre des séismes à l'échelle globale suit uneloi.
En 1935,Charles Francis Richter met au point uneéchelle fondée sur la magnitude (l'énergie libérée) de la secousse, et non sur son intensité (les effets ressentis ou observés). L'utilisation systématique de cette échelle, notamment par les journalistes, fait de Richter le seul sismologue largement connu du grand public.
↑Charles Davison, dans un article de 1924 (« Notes on some seismological terms »,Bull. Seism. Soc. Am.,14, 26-37), attribue la création ou du moins la première citation écrite de ce terme àRobert Mallet, dans la troisième édition de Admiralty Manual (1859). Dès la fin duXIXe siècle,Émile Littré ne reconnaît en français que la graphie « sismologie », la diphtongueει /ei de la racineσεισμός /seismós se rendant selon lui en français par un simplei.
↑Une définition unique de la sismologie en tant que discipline n'existe pas. À titre d'exemple, voici deux visions de la sismologie en anglais, l'une publiée dansNature à l'occasion d'une critique de la revueJournal of Seismology, et l'autre sur le site de l'une des plus importantes associations dans ce domaine : laSeismological Society of America.
↑À ne pas confondre avec le génie parasismique. En anglais, ces deux termes correspondent respectivement àengineering seismology et àearthquake engineering.
↑Cette théorie expliquait également le principe desvolcans, d'après F. Bernier,Abrégé de philosophie de Gassendi, tome V, chap. VII « Du tremblement de Terre » (1674-1675), Corpus de Philosophie en langue française, Fayard, 1992.
↑Charles Pomerol, Yves Lagabrielle, Maurice Renard et Stéphane Guillot,Éléments de géologie,Éditions Dunod,,p. 212.
↑Hitoshi Hirose, Kazuro Hirahara, Fumiaki Kimata, Naoyuki Fujii et Shin'ichi Miyazaki, « A slow thrust slip event following the two 1996 hyuganada earthquakes beneath the Bungo Channel, southwest Japan »,Geophysical Research Letters,vol. 26,no 21, 1999[lire en ligne],p. 3237–3240.
↑W. R. McCann, S. P. Nishenko, L. R. Sykes et J. Krause, « Seismic gaps and plate tectonics: seismic potential for major boundaries »,Pure and Applied Geophysics,vol. 117, 1979,p. 1082–1147.
↑Yan Y. Kagan et David D. Jackson, « Seismic gap hypothesis: ten years after »,Journal of Geophysical Research,vol. 96,no B13,p. 21419–21431.
↑En effet,« nous en savons plus sur la composition d'étoiles lointaines que sur la terre sous nos pieds — après tout, les étoiles nous les voyons ! ». CfJohn R. Gribbin, « La Genèse de la Terre »,Le Courrier de l'UNESCO: une fenêtre ouverte sur le monde,no 7,,p. 4.
↑H. Jeffreys et K. E. Bullen, « Seismological Tables »,British Association for the Advancement of Science, Londres,.
↑Nakamura, Y., G. V. Latham, H. J. Dorman, A. K. Ibrahim, J. Koyama et P. Horvath (1979). Shallow moonquakes : depth, distribution and implications as to the present state of the lunar interior,Proc. Lunar Planet. Sci. Conf. 10th, 2299-2309
Les livres en français cités ci-dessous sont en général des ouvrages de vulgarisation. Les livres en anglais, à part le livre de B. Bolt (dont une traduction française est parue, mais est épuisée), sont tous des livres de références d'un niveau avancé.
Pascal Bernard (2003). Qu'est-ce qui fait trembler la Terre ?,EDP Sciences, 287 p.(ISBN2-86883-629-1)
Raoul Madariaga et Guy Perrier (1998). Les tremblements de terre,CNRS Éditions, 210 p.(ISBN2-87682-049-8)
Jean-Paul Montagner (1997). Sismologie : la musique de terre,Hachette, 160 pages(ISBN2-01-145225-2)
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