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L’ARPENTEUR DU WEB
ONDES SISMIQUES  GUY BOUYRIE
L’ARPENTEUR DU WEB : ONDES SISMIQUES
Le concept d’onde est sans doute un des plus importants que les physiciens aient forgé. En lycée, il faut
attendre le programme de terminale S pour que ce concept soit vraiment développé, en montrant
qu’interférences et diffraction sont la marque du caractère ondulatoire des phénomènes acoustiques et
lumineux, comme nous l’avons abordé dans une précédente fiche. Mais en SVT, les ondes mécaniques sont
évoquées dès la classe de première S, afin d’illustrer le principe de l’exploration de l’écorce terrestre par des
méthodes de sondage sismique. L’importance des ondes sismiques pour la compréhension de la physique du
globe terrestre est donc d’une première importance : INTERNET s’avère dans ce domaine un formidable
vecteur d’information, du fait que les stations sismiques du globe sont interconnectées et mettent à
disposition leurs données sur le Web. Pour nos élèves, l’étude des ondes sismiques permet d’illustrer à
merveille les notions :
 d’onde mécanique transversale (de cisaillement) ou longitudinale (de compression) ;
 de retard dû au phénomène de propagation ;
 de célérité d’un ébranlement.
Si les collègues de SVT trouvent sur le Web de très nombreux outils consacrés à cette partie du programme
de géophysique, il est intéressant de signaler, aux physiciens que nous sommes, l’existence de ces outils afin
de mieux faire vivre cette « interdisciplinarité » que facilite sans aucun doute INTERNET pourvu que l’on
sache structurer les recherches, comme on va le voir ici.
1. ONDES SISMIQUES, EXEMPLES D’ONDES MÉCANIQUES
1.1. Types d’ondes sismiques et propagation de ces ondes
Il existe de très nombreux documents disponibles sur INTERNET qui détaillent les propriétés des ondes
sismiques.
 Un bon document de synthèse publié par la revue LA RECHERCHE et disponible en ligne :
http://www.larecherche.fr/idees/back-to-basic/seismes-01-06-1998-87624
“Comment les ondes sismiques se propagent-elles ?
Quand la Terre tremble, les vibrations se propagent
dans toutes les directions à partir du foyer du
tremblement de terre situé dans les profondeurs de la
croûte terrestre. Les vibrations sont initialement de
deux types : celles qui compriment et détendent
alternativement les roches, à la manière d’un
accordéon, et celles plus destructrices qui les
cisaillent. Les premières, les plus rapides (appelées
ondes P), voyagent dans le volume de la croûte
terrestre à une vitesse de 6 km  s 1 environ, mais
peuvent être ralenties dans les roches peu consolidées.
Les secondes (appelées ondes S) se propagent aussi
dans le volume de la croûte terrestre et sont, à cause
des propriétés élastiques des roches, environ 3 plus
lentes mais souvent cinq fois plus fortes que les
premières. Ainsi, lors d’un séisme lointain, ayant
ressenti l’onde P, on peut anticiper l’arrivée des ondes
S. Peut-on les distinguer quand un séisme a lieu sous
nos pieds ? Oui : les ondes P vibrent dans leur
direction de propagation, elles soulèvent ou affaissent
le sol, tandis que les ondes S vibrent
perpendiculairement et nous secouent horizonFigure 1 : types d’ondes sismiques
talement. Enfin, il existe un ensemble d’ondes
http://www.larecherche.fr/idees/back-tocomplexes, dites L et R, qui se propagent à la surface
basic/seismes-01-06-1998-87624
du globe, à la manière des rides à la surface d’un
étang. Elles sont moins rapides que les ondes de volume mais leur amplitude est généralement plus forte.
[…] Lors de leur voyage à travers l’écorce terrestre, toutes ces ondes perdent de leur énergie. En
s’éloignant du foyer, elles s’amortissent et leurs effets s’atténuent. Voilà pourquoi les séismes superficiels,
trop proches pour être affaiblis, sont les plus destructeurs”.
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ONDES SISMIQUES  GUY BOUYRIE
 Des fiches mises en ligne par l’École et Observatoire des Sciences de la Terre, ou EOST, basée à
Strasbourg, au sein d’un tout récent musée consacré aux études sismiques :
Son site INTERNET est actuellement en pleine évolution.
http://musee-sismologie.unistra.fr/
Figure 2 : musée de sismologie de Strasbourg
http://musee-sismologie.unistra.fr/comprendre-les-seismes/documents/
Les ressources, qui étaient disséminées auparavant sur de nombreux sites institutionnels du RÉNASS (Réseau
National de Surveillance Sismique, placé sous la responsabilité de l’EOST à Strasbourg) sont désormais
regroupées sur ce site INTERNET ouvert à des fins pédagogiques.
En voici ci-dessous un extrait consacré aux différents types d’ondes sismiques :
Figure 3 : exemple de document issu du site INTERNET du musée de sismologie de Strasbourg
http://musee-sismologie.unistra.fr/fileadmin/upload/Sismologie/PedagogieSismologie/Documents/Ondes_sismiques.pdf
 Les universités américaines, notamment celles de Californie (zone exposée s’il en est aux risques
sismiques) offrent une quantité impressionnante de ressources documentaires pédagogiques :
Citons :
http://seismo.berkeley.edu/outreach/resource_links.html pour ses nombreux liens ;
http://earthquake.usgs.gov/learn/animations/, université de l’Idaho pour ses animations.
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1.2. Simulation d’une onde sismique en travaux pratiques
1.2.1. Contraintes et déformations dans un solide
Une onde sismique est une onde mécanique qui se propage dans un milieu matériel dense, doté d’une
certaine inertie mais aussi d’une certaine élasticité et raideur.
On peut se livrer à une analogie, qui consiste à examiner la propagation d’une onde élastique le long d’une
barre métallique, pour lesquelles les longueurs d’onde associées à ces « paquets » d’onde qui se propagent
sont beaucoup plus grandes que les distances des mailles cristallines.
Contrairement à un liquide, où la force de contact appliquée à un élément de volume est nécessairement
normale aux faces du fluide (forces dites de pression), un solide est capable de supporter des forces
tangentielles (dites de cisaillement) et de résister à celles-ci.
Lors de la mise en vibration d’un solide, en considérant la seule action des forces de contact, on constate que
différents types d’ondes peuvent s’y propager, qui vont entraîner des déformations par compression ou
cisaillement. Il faut alors faire intervenir des paramètres caractéristiques qui rendent compte des
déformations relatives  observées pour des « contraintes »  subies (une contrainte est homogène à une
force par unité de surface, c’est-à-dire une pression).
Parmi ces paramètres caractéristiques, on relève des jeux équivalents de coefficients qui sont :
 le module de Young E (en N  m  2) qui relie l’allongement relatif d’une barre à une contrainte exercée qui
est une traction ou une compression et le coefficient de poisson  (sans dimension) qui exprime le fait que,
quand on étire un matériau dans une traction, il se contracte dans le plan perpendiculaire à l’étirement ;
 le module de compression uniforme K (en N  m  2) qui relie la variation relative du volume d’une barre à
une contrainte exercée type traction ou compression et le module de cisaillement G (en N  m  2) en relation
avec l’angle de « torsion » provoquée lors de l’application d’une contrainte de cisaillement ;
 plus généralement, les coefficients  et µ (en N  m  2) appelés coefficients de Lamé que l’on peut, dans des
cas simples de solides isotropes, exprimer en fonction de E et  ou K et G.
Pour public averti, des notes de cours de l’université Paris-Diderot :
http://www.msc.univ-paris-diderot.fr/~elias/ENSEIGNEMENT/Elasticite.pdf
et :
http://oleate.free.fr/___/pong/Doc/2%20Doc%20Pr%E9pa/2.Physique/7.%20Ondes%20et%20vibrations/Universit%E9
%20Diderot/ch9.pdf
On montre qu’une onde élastique qui se propage le long d’une barre métallique homogène consiste en deux
ondes qui se propagent de façon indépendante : une onde longitudinale et une onde transverse.
Pour les ondes sismiques, on parlera d’ondes P et S.
Ces ondes ne se propagent pas à des célérités c identiques qui s’expriment, avec le jeu de coefficients (E, )
par des relations du type c =
E


F ( ) où F ( ) est une fraction rationnelle de , et  est la masse
volumique du matériau supposé homogène. L’expression de F ( ) diffère suivant que l’onde est de type P ou
de type S.
 Retenons que la célérité de l’onde élastique croît avec la « raideur » du milieu et décroît avec son
« inertie ».
 Retenons également qu’en pratique, les valeurs tabulées du module E (en centaines de GPa) s’expriment
par des nombres beaucoup plus grands que ceux relatifs à  (sans dimension), compris entre 0 et 0,5.
Ainsi, pour le fer ( = 7 900 kg  m  3), E 200 GPa et   0,3 de sorte que :
c long  5 800 m  s  1 et c trans 3 100 m  s  1.
1.2.2. Ondes sismiques et périodes
Les plus intenses tremblements de Terre excitent un spectre très large de vibrations, allant de 3  10 – 4 Hz
à 20 Hz. Dans cette gamme de fréquence, on distingue classiquement les ondes longue période de fréquence
inférieure à 0,1 Hz et les ondes courte période de fréquence supérieure à 1 Hz.
Toutes ces ondes obéissent aux équations d’élasticité linéaire, auquel un terme perturbatif est ajouté pour
prendre en compte les phénomènes anélastiques, comme la dissipation d’énergie mécanique sous forme
thermique par exemple.
Pour aller plus loin :
http://www.cnrs.fr/publications/imagesdelaphysique/couv-PDF/IdP2005/34Margerin.pdf
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1.2.3. Expérience
On dispose d’un banc métallique (type banc d’optique) ou d’une longue tige métallique, sur lequel sont
placées deux « capsules » piézoélectriques, séparées par une distance  x de 1,50 m (mesurée
soigneusement).
Capteur 1
Capteur 2
x
Vers entrée carte son
(Fiche rose)
Figure 4 : banc métallique avec capteurs piézoélectriques
Les deux capteurs, analogues à deux microphones, sont reliés chacun à un
canal stéréo sur une même prise « jack » qui sera connectée à l’entrée
microphone de la carte son de l’ordinateur (fiche rose).
Le tout est piloté par le logiciel libre AUDACITY
version récente).
(télécharger une
http://audacity.sourceforge.net/?lang=fr
Pour les capteurs, on peut choisir des capsules qui sont des céramiques
piézoélectriques ou des capteurs de vibration.
Voir, par exemple chez CONRAD : http://www.conrad.fr/ce/ , les modèles
710242 ou 182285 qui conviennent particulièrement bien.
Deux capteurs suffisent, que l’on relie à une prise « jack » stéréo pour
entrée microphone de la carte son de l’ordinateur (bien relier la masse de
Figure 5 : capsule piézoélectrique chaque capteur à celle du jack stéréo, et l’autre borne disponible en sortie
http://www.conrad.fr/ce/
du capteur sur l’un ou l’autre des 2 canaux stéréo de la prise jack).
Remarque : on peut, à la rigueur, utiliser les deux oreillettes d’un lecteur mp3 en guise de capteurs.
Figure 6 : exemple d’enregistrement obtenu après percussion latérale sur un
banc d’optique en fer, en une de ses extrémités (échantillonnage à 96 000 Hz)
L’intérêt d’utiliser AUDACITY pour piloter cette expérience est multiple :
 accès à la carte son, véritable « carte d’acquisition » ;
 paramétrage aisé de l’échantillonnage nécessaire (ici 96 000 Hz) ;
Lire : http://manual.audacityteam.org/o/man/digital_audio.html.
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La dernière version 2.05 d’AUDACITY, permettant d’accéder à des valeurs d’échantillonnage très élevées,
rarement exploitées sur les cartes « son » dont disposent les ordinateurs d’aujourd’hui (jusqu’à 384 kHz) ;
 détermination très précise du retard  t dû à la propagation de l’onde d’un capteur à l’autre, que l’on pourra
pointer en nombre d’échantillons avant de convertir le résultat en secondes.
Dans l’exemple de la figure 6, on relève, pour la mesure de  t, 50 échantillons, soit une durée :
t =
50
 5,20  10  4 s et l’on en déduit, avec  x = 1,50 m , c  2 900 m  s  1, ce qui pourrait
96 000
correspondre à des ondes élastiques de cisaillement, compatibles avec l’allure du profilé d’acier utilisé ici.
2. LES SISMOMÈTRES
Les sismomètres (ou sismographes) sont sensibles aux vibrations transmises par le sol dont ils sont
solidaires.
2.1. Principes de fonctionnement
Il existe deux grands types de sismomètres :
 les sismomètres verticaux qui sont sensibles aux déplacements verticaux du sol selon un axe noté z’z ;
 les sismomètres horizontaux qui sont sensibles aux déplacements horizontaux du sol suivant deux
directions perpendiculaires entre elles selon deux axes x’x et y’y.
Une station de détection sismique doit donc comporter trois sismomètres : un sismomètre vertical et deux
sismomètres horizontaux orientés perpendiculairement l’un à l’autre, l’un dans la direction Sud – Nord,
l’autre dans la direction Est – Ouest.
On distingue différents dispositifs suivant les fréquences des vibrations auxquelles ils sont sensibles :
 le sismographe courte période “CP” dont la période propre est centrée sur une seconde environ ;
 le sismographe longue période ou large bande, “LP” ou “LB”, dont la période propre est centrée sur 20 ou
30 secondes, voire beaucoup plus en utilisant des techniques d'asservissement.
2.2. Exemples
 Le musée de sismologie de l’EOST :
Il fournit de nombreuses fiches détaillant le fonctionnement d’un sismomètre traditionnel, qui s’apparente
donc à un oscillateur mécanique couplé à une bobine qui est mise en mouvement dans le champ magnétique
d’un aimant permanent.
http://musee-sismologie.unistra.fr/comprendre-les-seismes/notions-pour-petits-et-grands/les-sismometres/generalites/
Un sismographe moderne comporte :
 un capteur de déplacement du sol (capteur à inertie ou parfois capteur de déformation), ou un capteur de
vitesse (cinémomètre) ou d’accélération (accéléromètre) ;
 un transducteur (électrostatique, électrodynamique, magnétodynamique, parfois même à effet Hall,
etc.) qui convertit les vibrations acquises en signaux électriques ;
 un amplificateur (mécanique, optique, électronique, paramétrique, etc.) qui multiplie par un facteur 100 ou
1 000 le signal électrique issu du transducteur ;
 un convertisseur analogique numérique doté d’une fréquence d’échantillonnage particulière si le
sismomètre est un instrument « numérique » ;
 un « marquage » du temps (horloge) qui doit être piloté par horloge atomique type GPS.
On fait appel à divers types d’enregistreurs (à encre, à style chauffant, à style électriquement chargé,
photographique, magnétique-analogique, magnétique-numérique, etc.), au fonctionnement permanent ou
déclenché par le séisme.
Retenons que parmi les caractéristiques qualifiant un sismomètre, on retiendra « sa bande passante » et le
gain avec lequel il répond dans cette bande, ainsi que sa fréquence d’échantillonnage s’il est numérique.
 Lire ces documents présents sur le site de l’EOST et du CEA :
http://jupiter.u-3mrs.fr/~ms422aww/webdocs/mst/Geomus/sismometre.htm
http://www-dase.cea.fr/public/dossiers_thematiques/sismometres/description.html
 Lire aussi sur le site gouvernemental du Canada :
http://www.seismescanada.rncan.gc.ca/info-gen/smeters-smetres/seismograph-fra.php
 Et pour aller plus loin :
 un document exhaustif édité par l’Institut de Physique du globe de Paris ou IPGP :
http://www.ipgp.fr/~brunet/Seismometers.pdf
 Tout sur la physique des capteurs utilisés dans un sismomètre édité par le laboratoire de recherche
GEOAZUR : https://geoazur.oca.eu/IMG/pdf/CH4_sismometre_V3-2.pdf
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 Une simulation utile, recensée par l’Institut des Risques Majeurs IRMA de Grenoble :
http://www.irma-grenoble.com/PDF/mallettes/sismique/ENS_fiche09.pdf
C’est un applet JAVA développé à l’Institut de géophysique de l’université de Clausthal en Allemagne et
présenté par le SISMALP , réseau sismologique des Alpes basé à Grenoble.
http://sismalp.obs.ujf-grenoble.fr/peda/VirtualSeismo.html
 Une animation du CEA :
http://www.cea.fr/var/cea/storage/static/fr/jeunes/animation/aLaLoupe/sismometre/animation.htm
 Des animations issues du consortium américain IRIS :
http://www.iris.edu/hq/programs/education_and_outreach/animations
Consulter les animations consacrées aux différents modèles de sismographes : dérouler la page pour atteindre
la rubrique « How do seismographs work ? ».
 Sismomètres historiques du musée de sismologie de l’EOST :
Figure 7 : principe d’un sismomètre
http://musee-sismologie.unistra.fr/comprendre-les-seismes/notions-pour-petits-et-grands/lessismometres/generalites/
 Accéléromètres des smartphones :
Les accéléromètres incorporés dans les smartphones permettent de concevoir, via une « application »
adaptée, de rudimentaires sismomètres :
 pour iPhones :
https://itunes.apple.com/fr/app/seismometer/id28896
6259?mt=8 ;
 pour smartphones sous ANDROID :
https://play.google.com/store/apps/details?id=com.at
riuscreations.seismograph
On peut trouver bien d’autres applications
gratuites pour
différents
modèles
de
smartphones et OS variés.
http://www.iseismometer.com/
Figure 8 : transformer son smartphone en sismomètre
http://www.iseismometer.com/
Leur principe de fonctionnement est commenté abondamment sur INTERNET, notamment suivant ce lien de la
BBC Science : http://www.bbc.com/news/science-environment-20531304
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 Sismomètres pour établissements scolaires :
1) Modèles proposés aux USA
Dans le domaine anglo-saxon, notons les remarquables fiches adressées aux élèves et professeurs proposées
par l’IRIS (Incorporated Research Insitutions for Seismology), organisme qui fédère plus de 100 universités
américaines pour partager et traiter les données sismologiques).
http://www.iris.edu/hq/
http://www.iris.edu/hq/sis/resources/seismometers
Suivant la page reproduite ci-dessous, on y trouve la description de nombreux types de sismomètres
susceptibles d’être mis à la disposition des établissements scolaires.
Figure 9 : différents types de sismomètres utilisables en classe
http://www.iris.edu/hq/sis/resources/seismometers
De nombreuses vidéos accompagnent ces fiches pour bien se familiariser avec ces appareils :
http://www.iris.edu/hq/sis/resources/seismometers#5
Et l’on peut également y télécharger des logiciels permettant d’acquérir et traiter les données issues de ces
sismomètres.
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2) En France, le réseau « SISMOS à l’École » :
http://www.planseisme.fr/Sismos-a-l-Ecole-Un-reseau-de-sismometres-dans-les-colleges.html
« L’objectif du réseau “SISMOS à l’École” est de favoriser la participation directe des élèves dans la mesure et
l’interprétation de données environnementales réelles dans le but de :
 promouvoir les sciences par l’expérience car cette pratique, pourtant indispensable à la formation des esprits, tend
de plus en plus à disparaître des programmes scolaires ;
 favoriser une prise de conscience rationnelle des problèmes liés à la prévention des risques naturels ;
 mettre en réseau les acteurs de l’Éducation Nationale et de la Recherche ;
 développer le sens de l’autonomie et de la responsabilité chez les jeunes à travers la gestion de projets, développer
leur esprit critique ;
 utiliser les Technologies de l’Information et de la Communication intégrées dans une démarche scientifique ;
 produire des sismogrammes de qualité qui peuvent aussi être utiles pour la recherche.
Le réseau actuel avec ses 68 stations interconnectées via internet remplit bon nombre de ces objectifs et va même plus
loin grâce à sa couverture mondiale tout à fait originale pour un réseau de ce type ».
Toutes les stations équipées pour ce réseau sont du type « SAGE » qui fait appel à un modèle de sismographe
“NoeMax” doté de capteurs de vitesse, c’est-à-dire que le signal électrique produit est fonction de la vitesse
de déplacement du sol.
Figure 10 : capteur sismomètre de type « NoeMax »
http://www2.ac-lyon.fr/enseigne/biologie/spip.php?article396
Pour l’installation d’une telle station, lire :
http://www.edusismo.org/docs/stations/070202_213914-12/pcsage_installation_v.1.2.pdf
3) Pour simuler un sismomètre vertical en travaux pratiques
Pour simuler un sismomètre, on peut faire appel à un
ressort vertical qui est mis en oscillation dès que son
support, lié au sol, « tremble » (après percussion).
Ressort
Une bobine de type LEYBOLD ou MATELCO, présente
dans les collections des lycées, ainsi qu’un aimant
cylindrique au néodyme, permettent de constituer le
« transducteur » pour convertir les oscillations
mécaniques en signaux électriques envoyés à une carte
Aimant au
d’acquisition ou un oscilloscope numérique.
néodyme
Bobine
1 200 spires
Vers carte
d’acquisition
Pour un aimant au néodyme avec crochet :
http://www.superaimants.fr/index.php?item=crochetsmagnetiques&action=page&group_id=15&lang=FR
Sol
Figure 11 : principe d’un sismomètre en TP
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3. RÉSEAUX DE STATIONS DE SISMOMÈTRES
3.1. Présentation des réseaux sismiques mondiaux
Pas de mesures de la sismicité de la Terre possibles sans constituer un réseau !
Comme le rappelle un collègue de SVT sur son site INTERNET bien documenté :
http://www.didiersvt.com/cd_1s/html/c1/reseaux.htm
« Un sismomètre unique n’est d’aucune utilité. Il ne permet même pas de déterminer ni la position de l’épicentre, ni la
magnitude, donc l’intensité du séisme. De ce fait, les sismomètres doivent appartenir à des réseaux pour permettre de
déterminer ces caractéristiques ».
Voilà ce que dit également sur ce sujet le site de l’UNISTRA, déjà cité plus haut, aux liens précieux :
http://musee-sismologie.unistra.fr/comprendre-les-seismes/notions-pour-petits-et-grands/les-sismometres/reseaux-desismometres/
« Il existe une très bonne collaboration entre les centres de sismologie.
Les coordonnées spatiales et temporelles ainsi que les magnitudes d’un séisme sont déterminées, à partir des données
envoyées par les différents observatoires mondiaux, par des centres internationaux, nationaux ou régionaux qui éditent
des bulletins hebdomadaires et mensuels : parmi les plus connus, citons l’ISC installé à Newbury (Grande Bretagne), le
NEIS du Geological Survey (États-Unis), le CSEM installé à Paris et, pour la France, le BCSF à Strasbourg et le LDG
du CEA en région parisienne. Les données recueillies par les réseaux mondiaux ont pour objectif la localisation des
tremblements de terre ainsi que l’analyse des grandes structures internes du globe.
Afin d’obtenir une bonne couverture du monde, l’accent est mis sur la qualité et l’homogénéité des instruments.
Actuellement, grâce à un réseau de plusieurs milliers de stations distribuées sur l’ensemble de la planète, il est possible
de déterminer l’hypocentre de tous les séismes de magnitude supérieure à 4, quelle que soit leur région d’origine.
L’instrumentation numérique qui se développe aujourd’hui offre la possibilité de traiter des centaines
d’enregistrements très rapidement. On installe en permanence des nouveaux réseaux dans différents pays.
Le programme français GEOSCOPE, lancé en 1982 par l’INSU, a été le premier à installer un réseau mondial utilisant
les stations sismiques numériques. Ce réseau compte actuellement 25 stations en fonctionnement dans le monde entier.
D’autres réseaux numériques sont depuis apparus : le réseau IRIS mis au point par les États-Unis, et d’autres installés
par l’Allemagne, l’Italie et le Japon.
À plus petite échelle, pour surveiller une région à risque sismique, les mailles du réseau sont beaucoup plus resserrées.
Un réseau régional comporte plusieurs stations placées autour des zones répertoriées.
En France l’interprétation des données se fait localement par le RÉNASS (Réseau National de Surveillance Sismique,
placé sous la responsabilité de l’EOST à Strasbourg) ».
Figure 12 : réseau de sismomètres répertorié par IRIS
http://www.iris.edu/seismon/
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Tous ces organismes éditent des cartes où l’on peut rapidement consulter les données acquises par les
stations répertoriées.
3.2. Réseau sismique français du RÉNASS
« Le réseau français du RÉNASS est composé de 73 stations vélocimétriques réparties sur l’ensemble du
territoire métropolitain en différents réseaux régionaux (Pyrénées, Alpes Fossé rhénan, Charentes et quelques
stations isolées), leur densité est plus élevée dans les zones les plus sismiquement actives afin d’en suivre
l’activité.
Les capteurs sont majoritairement des capteurs courte période (période propre 1 ou 2 s), à 1 ou 3 composantes. Les modes de transmission des données sont divers : satellite, ADSL, réseau téléphonique commuté,
etc. Les données sont transmises soit en temps réel, soit en temps différé au site central du RÉNASS localisé
à Strasbourg au sein de l’EOST, pour y être traitées, archivées et distribuées ».
http://renass.unistra.fr/informations/les-stations
Figure 13 : stations « courte période » du RÉNASS
http://renass.unistra.fr/informations/les-stations
Comme pour tout réseau, chaque station porte un code qui permet de l’identifier.
3.3. Réseaux éducatifs
À côté des réseaux sismiques professionnels, ont été déployés, à des fins pédagogiques dans de nombreux
établissements scolaires, de nombreux sismomètres interconnectés.
On relève ainsi :
 Le réseau français « SISMOS à l’École » qui fédère les observations de 103 établissements scolaires de
France ou d’enseignement français à l’étranger sur l’ensemble du globe terrestre.
http://www.edusismo.org/liste1_stations.php
 Le réseau américain IRIS « Seismographs in schools » qui regroupe près de 550 stations hébergées
majoritairement en Amérique du nord mais aussi sur tout le globe !
http://www.iris.edu/hq/ssn/schools
 Le réseau britannique du projet « UK school seismology project », avec plus de 200 écoles connectées !
http://www.bgs.ac.uk/schoolSeismology/schoolSeismology.cfc?method=viewStations
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Figure 14 : le réseau « SISMOS à l’École »
http://www.edusismo.org/index.php
Figure 15 : le réseau « SEISMOGRAPHS IN SCHOOLS»
http://www.iris.edu/hq/ssn/schools
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4. SISMOGRAMMES
L’enregistrement d’un tremblement de terre s’appelle un sismogramme ; sous sa forme la plus classique
et la plus pratique, il consiste en une représentation de l’amplitude des mouvements du sol (en général c’est
plutôt celle de la vitesse ou de l’accélération) en fonction du temps.
Sa construction suppose donc la connaissance précise, pour chaque point de mesure du mouvement du sol,
de l’heure exacte à laquelle la mesure a été faite. Ce problème de datation est d’autant plus crucial que c’est
souvent en comparant des signaux enregistrés par plusieurs appareils, parfois très distants les uns des autres,
que l’on obtient des renseignements intéressants sur la source sismique (le séisme lui-même) ou la structure
des régions traversées par les ondes sismiques.
Figure 16 : séisme enregistré dans les Pyrénées par des stations du RÉNASS le 14/09/14
http://renass.unistra.fr/evenements/54150981d384a949cd6f3075
4.1. Codage du sismogramme
Lire : http://earthquake.usgs.gov/monitoring/helicorders/about.php
 Aux USA (réseau IRIS), chaque canal de données est identifié par une séquence de trois « mots »,
comme MSL VHZ NC. Ainsi :
1) Le premier mot (3 lettres au minimum) identifie la station selon son code international.
2) La partie centrale (3 lettres) indique comment les données ont été acquises :
 la première lettre indique ce qui est mesuré (vitesse V, déplacement D, accélération A) ;
 la deuxième lettre se rapporte au type d’instrument utilisé qui est soit numérique D (digital), soit
analogique à gain élevé H (high gain analog) ;
 la troisième lettre indique l’orientation du capteur qui est vertical Z ou horizontal nord-sud N ou horizontal
est-ouest E.
Par exemple, VHZ se rapporte à un vélocimètre, analogique à large bande, qui détecte la composante
verticale du mouvement.
3) Le dernier mot identifie le réseau sismique auquel est rattachée la station étudiée.
 12 
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 En France, le codage ne s’opère pas selon les mêmes normes que celles utilisées par IRIS.
Pour le réseau du RÉNASS, tous les capteurs utilisés sont des vélocimètres (sur d’autres réseaux français, ce
peut être des accéléromètres).
Le premier mot code le pays et le nom de la station alors que le dernier comporte une séquence de 3 lettres :
 la première lettre indique la fréquence d’échantillonnage, par exemple de l’ordre de 1 Hz si L (low), 20 Hz
si B, 100 Hz si H (high), etc., échantillonnage qui est adapté au type d’ondes détectées, nécessitant une
réponse sur une large bande de fréquences ou pas, sachant qu’un enregistrement à large bande permet
d’observer, outre les ondes à courte période (fréquence de l’ordre de grandeur du hertz), celles qui sont à
longue période (fréquences basses jusqu’à 1 mHz) ;
 la deuxième lettre, tout comme aux USA, précise si l’amplification s’opère avec un gain important ou non
(H : gain élevé),
 la troisième lettre, en conformité avec les normes internationales, précise la direction de la composante
enregistrée (Z, N ou E).
Ainsi, sur la figure 16, la station FR.MLS.00.HHZ se rapporte à la station Moulis en Ariège du réseau
français RÉNASS, dotée d’un capteur numérique à large bande qui échantillonne le signal reçu selon la
verticale z du lieu à 100 Hz.
Il serait fastidieux d’énumérer tous les sites permettant d’obtenir des sismogrammes !
Citons, parmi eux :
 Les sismogrammes collectés par l’USGS (U.S. Geological survey)
Par le lien indiqué ci-dessous, on obtient une observation journalière de tous les séismes en Californie.
http://earthquake.usgs.gov/monitoring/helicorders/nca/
Un des intérêts de ce site, outre la qualité des sismogrammes, est celui d’afficher également les
spectrogrammes qui leur sont associés, pour mieux observer les composantes « longue » et « courte »
période.
Figure 17 : spectrogramme relatif à un sismogramme enregistré non
loin de San Francisco (USA)
http://earthquake.usgs.gov/monitoring/spectrograms/24hr/9/20140913/
 13 
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 Les sismogrammes collectés par le RÉNASS
Suivant ce lien ci-après, on obtient une observation journalière de tous les séismes recensés en France,
http://renass.unistra.fr/sismicite/derniers-seismes-en-metropole
Les sismogrammes sont associés à chaque évènement et peuvent être affichés en haute résolution.
À l’avenir, tous les réseaux français vont être accessibles par un portail unique, le « RÉSIF »
http://www.resif.fr/ suivant la page http://portal.resif.fr/?-Accessing-data-&lang=en
 Les sismogrammes collectés par le réseau IRIS
Pour les scientifiques, dotés de logiciels capables d’importer les données, se connecter selon :
http://www.iris.edu/ds/nodes/dmc/data/types/waveform-data/
Pour les scolaires, le projet « Seismographs in schools » :
http://www.iris.edu/hq/ssn/events
 Les sismogrammes collectés par le réseau SISMOS
On peut accéder les données enregistrées par chaque station de ce réseau scolaire pour des évènements
sismiques remarquables du globe.
http://www.edusismo.org/bo_select.php
Ce formulaire permet d’obtenir sur une durée donnée (ne pas hésiter à considérer plusieurs mois) des
sismogrammes correspondant à des tremblements de terre significatifs, tels qu’ils ont été observés par des
stations de ce réseau.
Figure 17 : sismogramme enregistré à Aurillac dans le réseau SISMOS
http://www.edusismo.org/bo_select.php
 Une visionneuse en ligne pour l’activité tellurique au Canada
http://www.seismescanada.rncan.gc.ca/stndon/wf-fo/index-fra?channel=A21.HHZ
 14 
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4.2. Datation du signal
La grande difficulté est de définir un « instant zéro » et d’accorder toutes les stations d’un réseau donné
sur une chronologie commune. Le temps est ainsi exprimé en « temps universel » et se pose le délicat
problème de synchronisation des horloges utilisées.
Pour entrevoir la complexité de la procédure, lire cet extrait du site du réseau sismique des Pyrénées :
http://w3.dtp.obs-mip.fr/RSSP/DocPedagogiques/enregistrerSeismes.php
« L’horloge interne permet de dater avec précision chaque point de l’enregistrement, mais qui met à l’heure
l’horloge interne ? C’est le récepteur horaire externe, qui reçoit des messages porteurs du temps absolu
grâce auxquels l’horloge interne se recale régulièrement.
Historiquement, le temps absolu était diffusé par voie hertzienne (via des ondes radio émises par des
antennes terrestres) ; aujourd’hui, ce système existe toujours localement, mais on utilise de plus en plus le
message horaire émis par les satellites de positionnement du système GPS, qui présente l’avantage d’être
disponible sur l’ensemble de la surface de la Terre.
Le numériseur comprend une horloge interne destinée à dater chaque point de l’enregistrement. Mais toute
horloge, si précise soit-elle, finit toujours par prendre de l’avance ou du retard : on dit qu’elle dérive. On lui
associe donc un récepteur de temps, qui est relié à un système international de diffusion du temps absolu.
L’horloge interne est ainsi régulièrement resynchronisée, et permet de connaître l’heure à tout instant, avec
une précision de quelques centièmes voire millièmes de secondes ».
4.3. Amplitude du signal et magnitude
Elle est corrélée au « niveau d’intensité » du séisme constaté sur le lieu de mesure. Mais l’amplitude
détectée relève de plusieurs traitements électroniques (amplification notamment), se rapporte à des grandeurs
différentes suivant les modèles de sismomètre (élongation, vitesse, accélération) et dépend de la sensibilité
de l’appareil utilisé. Il y a une relation, souvent complexe à établir, entre cette amplitude et la magnitude du
séisme. C’est une échelle logarithmique, rapportée au sismomètre historique utilisé par Richter (sismomètre
de Wood-Anderson), qui fait intervenir la somme du logarithme de l’amplitude mesurée (en mm) sur un
sismomètre Wood-Anderson et du logarithme de la distance entre la source et le sismomètre.
Différentes échelles ont été proposées (locale, de durée, de surface, de volume, d’énergie). Lire :
 Échelles de magnitude :
http://jupiter.u-3mrs.fr/~ms422aww/webdocs/mst/Geomus/magnitude.htm
 Sismomètre de Wood-Anderson :
http://musee-sismologie.unistra.fr/collections/les-collections-de-sismologie/sismometre-wood-anderson/
4.4. Identification des signaux
Elle nécessite une analyse temporelle et fréquentielle des signaux, sachant que, suivant le niveau
d’intensité du séisme, les ondes de compression P et de cisaillement S ont des fréquences qui peuvent aller
de 0,1 Hz à parfois 1 000 Hz ; les autres ondes de surface L (de Love) et R (de Rayleigh) et diverses
vibrations terrestres ont des fréquences beaucoup plus petites (période longue), typiquement de l’ordre du
mHz et même < 0,1 mHz pour les ondes de marée. On se base aussi sur la comparaison de leur vitesse de
propagation, qui, comme on l’a vu au § 1.2.1., augmente avec la « raideur / élasticité » du milieu et diminue
avec « l’inertie » du milieu. Les ondes P de compression de volume se propagent plus vite que les ondes de
cisaillement S, elles-mêmes plus rapides que les ondes de surface (ondes de Love et de Rayleigh).
 Lire, sur le site du gouvernement canadien :
http://www.seismescanada.rncan.gc.ca/gen_info/seismos/interpret-fra.php
Figure 19 : signaux de séismes
http://www.seismescanada.rncan.gc.ca/gen_info/seismos/interpret-fra.php
 15 
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 Lire, sur le site de l’ENS Lyon, un document assez ancien mais toujours précieux pour ces figures et
définitions :
http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/sismogramme.xml
Il faut alors repérer sur le sismogramme le front d’onde correspondant à chacune de ces ondes sismiques, ce
qui peut s’avérer délicat (on peut remarquer que ce travail est réalisé sur les sismogrammes fournis par le
RÉNASS comme on peut le voir sur la figure 16).
4.5. Exploitation des signaux : structure des milieux traversés et localisation d’un séisme
En traversant les différentes couches de la lithosphère et même du manteau, les ondes sismiques ne se
propagent pas en « ligne droite » : l’équivalent du « rayon acoustique » pour une onde de compression de
type P n’est pas une droite mais une ligne courbée du fait des réfractions successives dues à la composition
inhomogène des couches traversées qui affectent donc la valeur de la célérité des ondes.
1) Une seule station ne permet pas de localiser la source d’un séisme. C’est pourquoi, pour un même
évènement enregistré par différentes stations du réseau, on va pointer à compter du « zéro » commun à toutes
les échelles de temps utilisées par chaque station, les « délais » de réception des fronts des ondes P et S.
Les distances entre stations (données en km ou en degrés puisqu’on se promène à la surface du globe
terrestre) sont connues. Ce « zéro » temporel devrait, idéalement, coïncider avec le début du séisme à la
source mais, a priori, ce dernier n’est pas connu !
On peut alors tracer de véritables « abaques » que sont les « courbes hodochrones », réseau de courbes qui
convergent, par extrapolation, en un point dont les coordonnées constituent le « zéro temporel », instant
« origine » du séisme et le « zéro » des distances (foyer du séisme).
Leur tracé, par voie informatique, nécessite une bonne connaissance de la structure interne de la Terre, pour
modéliser la répartition des vitesses de propagation en fonction de la profondeur. En effet, si les ondes L se
déplacent avec une célérité constante, à la manière des vagues à la surface d’un océan de profondeur
constante, il n’en est pas de même avec les ondes P et S pour lesquelles la vitesse de propagation augmente
avec la distance parcourue, sachant que l’onde pénètre alors dans des milieux de plus en plus « rigides », ce
qui a pour effet d’accroître la célérité de l’onde.
2) La mesure de la durée qui sépare les dates de réception des fronts des ondes P et S pour une station
donnée, permet alors de déterminer la distance de l’épicentre à la station, en reportant cette durée sur
« l’hodochrone ».
3) Par triangulation, en croisant les informations obtenues avec trois stations, on peut alors repérer
l’épicentre du séisme (projection du foyer du séisme sur la surface du globe).
Figure 20 : courbes hodochrones
http://www.cesr.fr/~pvb/f/L1Terre_files/L1_STU_2b.pdf
 Pour s’entraîner, consulter les sites :
http://w3.dtp.obs-mip.fr/RSSP/DocPedagogiques/exercices.php ou http://svt.ac-dijon.fr/spip.php?article328
Et notamment, lire cette fiche très complète sur le propos :
http://nte-serveur.univ-lyon1.fr/geosciences/geodyn_int/sismo/ondevol/ondevol.html
 Pour disposer d’outils logiciels libres de droit et simples d’utilisation, consulter la page « boîte à outils »
du site SISMOS : http://www.edusismo.org/liste_meds.php et tout particulièrement le logiciel EDUCARTE :
http://www.edusismo.org/docs/res_peda/educarte/index.htm qui malheureusement s’accommode mal des versions
actuelles de Java RE.
 16 
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4.6. Exercice d’application : ondes sismiques (voir documents fournis en annexe)
Lors d’un tremblement de terre, se propagent différents types d’ondes mécaniques terrestres (voir schéma 1) :
 des ondes de volume, qui se propagent dans le manteau terrestre. Elles comprennent des ondes de
compression, de type P, qui peuvent traverser le noyau liquide terrestre et des ondes de cisaillement S, très
destructrices pour la surface du globe qui, elles, ne pénètrent pas dans le noyau ; à grande distance (au-delà
de 1 500 km), ce sont des ondes sphériques quand elles traversent un milieu homogène.
 des ondes de surface, qui, comme leur nom l’indique, se propagent à la surface du globe. Les ondes de
Rayleigh R en font partie et se déplacent à travers l’écorce terrestre un peu comme le font les vagues à la
surface des océans.
Un réseau mondial de sismographes surveille l’activité sismique du globe et est capable de déterminer très
rapidement l’épicentre, point de la surface du globe sur la verticale d’un foyer sismique qui est la source des
ébranlements constatés.
Le 7 avril 1995, un violent tremblement de terre a été observé, dont l’épicentre se situait aux îles Tonga
(Pacifique, voir schéma 2), avec un foyer à 21,2 km de profondeur par rapport à l’épicentre.
Les stations d’observation HNR , PMG  en Nouvelle-Guinée, SUMO  aux îles Mariannes et CMB  en
Californie ont alors enregistré des sismogrammes (voir schéma 3) sur lesquels a été repérée l’arrivée des
fronts des ondes P, S et R.
L’instant t = 0 initial correspond au moment où est né le séisme au foyer des îles Tonga.
On considère que la Terre est un empilement sphérique de couches dont la densité croît quand on se dirige
vers le centre de la Terre ; la vitesse de propagation d’une onde mécanique augmente avec la densité du
milieu traversé.
De l’épicentre E jusqu’à la station PMG , le trajet le plus court décrit sur la surface terrestre a pour longueur
s 2 = 4 300 km et de E à la station CMB , s 4 = 8 100 km.
A. Ondes de volume P et S
On suppose que les ondes P et S parviennent au niveau de chaque station en ayant parcouru, depuis le foyer
du séisme, les mêmes trajets.
Le rapport des vitesses moyennes de propagation des ondes P et S le long d’un trajet suivi est toujours
identique et vaut environ 1,75. Le décalage temporel constaté à la réception de ces ondes au niveau d’une
station permet de déterminer, grâce à une courbe d’étalonnage donnée sur le schéma 4, la distance à
l’épicentre.
1. Préciser la nature des ondes P et S : sont-elles transversales ou longitudinales ?
2. Lesquelles, des ondes P et S, se propagent le plus vite ? Pourquoi ?
3. À partir de l’examen des sismogrammes, classer les stations en fonction de leur distance à l’épicentre.
Justifier vos réponses.
4. Déterminer pour chaque station, à partir du schéma 3, la durée  t PS, exprimée en minutes, qui s’écoule
entre la réception du front des ondes P et celle du front des ondes S.
5. À partir du schéma 4, en déduire la distance, en km, des stations HNR  et PMG  à l’épicentre.
6.1. Les géologues affirment que “ la vitesse moyenne des ondes P et S augmente si la distance parcourue
croît ”. Qu’est-ce qui permet de confirmer ici cette proposition ?
6.2. Calculer la vitesse moyenne des ondes P et S du foyer jusqu’à leur arrivée à la station PMG .
7. Comparer, pour la station PMG , la longueur du trajet s 2 qui correspond au trajet le plus court décrit sur
la surface terrestre à la longueur d 2 du trajet réellement emprunté par les ondes P et S. Interpréter.
8. Pourquoi la vitesse moyenne des ondes P et S augmente-t-elle si la distance parcourue croît ?
B. Ondes de surface R
1. Préciser la nature des ondes R : sont-elles transversales ou longitudinales ?
2. Déterminer la vitesse moyenne de propagation des ondes R lors de leur trajet :
 de l’épicentre à la station PMG  de Nouvelle-Guinée ;
 de l’épicentre à la station californienne CMB .
3. Comparer les valeurs de ces vitesses moyennes et conclure.
 17 
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Annexe : Ondes sismiques (documents)


 
Tonga
Schéma 2 : séisme aux îles Tonga
Schéma 1 : ondes P et S


Schéma 3 : sismogrammes.
En abscisses, chaque division
correspond à une durée de
propagation de 5 min.


 
Ondes S

Ondes P



Schéma 4 : temps de propagation
t (min) des fronts des ondes P et S en
fonction de la distance d (10 3 km) à
l’épicentre.










 d (à x 10

 18 
3
km)
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Correction de l’exercice
A. Ondes de volume P et S
1. P : ondes longitudinales (mise en vibration du milieu dans la direction de propagation de l’ébranlement)
alors que S : ondes transversales (mise en vibration du milieu perpendiculairement à la direction de
propagation de l’ébranlement).
2. Le front d’onde de P est reçu en premier.
À distance parcourue égale, P est donc plus rapide que S.
3. La station la plus proche de l’épicentre est la station HNR  puisque l’arrivée de l’onde P y est détectée en
premier dans le temps.
Ensuite, ce sont dans l’ordre les stations ,, en accord d’ailleurs avec le schéma 2.
4. On relève :   t PS = 4,5 min (0,9 cm) ;   t PS = 6,0 min (1,2 cm) ;   t PS = 7,0 min (1,4 cm) ;
  t PS = 9,5 min (2,9 cm). (L’échelle qui a été utilisée est de 1 cm pour 5 min ; transposer selon les
dimensions relevées sur votre reproduction des schémas).
5. Il faut que l’on puisse reporter d’une courbe à l’autre un segment vertical dont la longueur représente la
durée  t PS calculée précédemment.
On obtient pour  avec  t PS = 4,5 min (segment de 2,3 cm de hauteur), d 1  2 800 km et pour  avec
 t PS = 6,0 min (segment de 3 cm de hauteur), d 2  4 700 km.
6.1. La courbe t = f (d) n’est pas une fonction linéaire, c’est-à-dire que les espaces parcourus et la durée
nécessaire pour les parcourir ne sont pas proportionnels : la vitesse ne peut être constante.
La durée de parcours, à distance d franchie égale, diminue si d augmente : la vitesse est donc une fonction
croissante de la distance parcourue.
6.2. On obtient, pour la station  :  t P  7,3 min (1,45 cm) et  t S  13,3 min (2,65 cm).
d2
Sachant que v =
, on en déduit : v P 10,7 km  s  1 et v S  5,9 km  s  1. Le rapport de ces deux vitesses
t
vaut environ 1,8 ce qui est proche de la valeur annoncée (1,7).
7. On a s 2 = 4 300 km alors que l’on a relevé d 2  4 700 km. À moins d’admettre une grande imprécision
graphique dans le relevé de d 2 qui surpasse s 2 de plus de 9 %, force est d’admettre que les ondes P et S ne se
propagent pas dans les couches superficielles de la Terre ; elles se déplacent au contraire en empruntant des
trajets curvilignes, à cause des réfractions successives à travers les différentes couches profondes du
manteau.
8. Plus la distance franchie est importante, plus les ondes P et S pénètrent profondément dans les couches du
manteau terrestre ; or la densité des couches traversées croît avec leur profondeur et la vitesse augmente ellemême avec la densité du milieu traversé. On en déduit que plus grande est la distance parcourue, plus grande
est la vitesse de propagation de l’onde.
B. Ondes de surface R
1. Ce sont des ondes transversales (comme les vagues à la surface de l’océan).
2. L’onde R est une onde de surface qui se propage le long de la surface du globe. La distance parcourue est
s
donc s. On a alors : v moy 
; sachant que  t R = 17 min (3,4 cm) pour la station  et 31,5 min (6,3 cm),
tR
on obtient dans les deux cas v R  4,2 à 4,3 km  s  1.
3. Les ondes de surface se sont déplacées avec une célérité qui est indépendante de la distance parcourue.
La composition de la croûte terrestre est en moyenne identique, ce qui explique que la célérité reste
constante.
 19 
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4.7. Une révision d’ensemble
Pour clore cet aperçu sur les ondes sismiques, un bon aperçu de ce que l’on peut observer aujourd’hui
grâce aux bornes GPS géodésiques (il s’agit ici du séisme du Japon du 11 mars 2011).
Voir aussi les animations qui permettent également de renforcer l’apprentissage réalisé à l’issue de cet
exercice.
Voilà un bon blog d’information scientifique, issu de Pour la Science
http://blog.idphys.fr/2011/observer-les-ondes-sismiques-du-11-mars-avec-le-gps/
Figure 20 : le blog « Idées de Physique » de la revue Pour la Science illustre à merveille quelques
propriétés des ondes sismiques
http://blog.idphys.fr/2011/observer-les-ondes-sismiques-du-11-mars-avec-le-gps/
 20 
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5. PROSPECTIONS SISMIQUES
5.1. Géophysique : prospection de la planète Terre
L’utilisation des ondes sismiques à des fins de prospection a apporté des méthodes d’investigation
extrêmement fructueuses en géophysique. Ces méthodes sont tellement variées qu’elles mériteraient à elles
seules la rédaction d’une fiche qui pourrait leur être consacrée. Il n’est pas de notre propos de les détailler ici.
Pour les lecteurs curieux, consulter par exemple :
 Le site d’un bureau d’étude de prospection minière et géologique :
« Le principe de la prospection sismique est basé sur la propagation dégressive et de proche en proche d’un
ébranlement d’un point du sol, le temps alors nécessaire pour qu’il atteigne des récepteurs (géophones)
dépend de la nature et de la disposition des formations géologiques. L’ébranlement du sol se traduit par une
émission d’ondes élastiques dans le milieu à travers différents moyens : choc à la masse, explosifs…
Le domaine d’application est très large dès lors qu’il existe des contrastes d’impédance acoustique (vitesse
sismique et/ou densité) permettant d’obtenir de bons réflecteurs offrant une propagation efficace des ondes
émises jusqu’aux signaux reçus ».
http://www.geonovation.fr/prospection-sismique-refraction.php
 Le site d’une société canadienne spécialisée dans le stockage du gaz naturel dans des couches
géologiques :
http://www.intragaz.com/geophysique_geophysique.html
5.2. Ondes sismiques et génie civil
La protection des bâtiments contre les risques sismiques est une activité très importante des bureaux
d’ingénierie. On trouve de très nombreuses fiches consacrées à l’évaluation des risques sismiques dans un
bâtiment et à modéliser ses déformations possibles.
 Risques sismiques et constructions :
Consulter par exemple les sites de l’Institut des Risques Majeurs ou IRMA , comme celui de Grenoble par
exemple : http://www.irma-grenoble.com/05documentation/04dossiers_articles.php?id_DTart=54&id_DT=5
Pour les simulations opérées sur ordinateur, un exemple parmi d’autres :
http://2013.scia-engineer.com/fr/sciaengineer2013-seismic_design.html
Pour une présentation grand public, une page issue du musée de sismologie :
http://musee-sismologie.unistra.fr/comprendre-les-seismes/notions-pour-petits-et-grands/le-risque-sismique/construire-parasismique/
5.3. Ondes sismiques et astrophysique
Le Soleil est le siège de phénomènes
s’apparentant à la propagation d’ondes
sismiques qui sont révélatrices de sa
structure interne.
Figure 22: trajectoires des ondes « sismiques » dans le soleil
http://irfu.cea.fr/Sap/Phocea/Vie_des_labos/Ast/ast_visu.php?id_ast=994
 21 
« L’étude de l’intérieur du Soleil ne peut
se faire en utilisant le rayonnement
électromagnétique émis par la surface
solaire. Certes, cette lumière ne met que 8
minutes pour nous parvenir, mais cela lui
aura auparavant demandé plusieurs millions
d’années pour traverser les 700 000 km qui
séparent le centre du Soleil de la
photosphère, en raison de l’extrême opacité
du matériau traversé. La lumière reçue,
après un si long voyage, a donc perdu toute
l’information sur ses origines et sur les
couches rencontrées. L’exploration de
l’intérieur solaire est pourtant rendue
possible par l’existence d’ondes acoustiques
qui se propagent de la surface jusqu’au
cœur, et ce en 1 heure environ. La première
observation de ces ondes date de 1962, mais
il faut attendre les années 70 pour que leur
nature soit comprise et qu’une nouvelle
discipline centrée sur leur étude émerge :
l’héliosismologie.
L’ARPENTEUR DU WEB
ONDES SISMIQUES  GUY BOUYRIE
L’astrophysicien rencontre un problème similaire à celui des géophysiciens quand ils veulent étudier l’intérieur de
notre planète. Les sismologues « terrestres » utilisent les ondes sismiques qui la traversent comme source
d’informations sur la structure interne de la Terre. Les ondes sismiques dites ondes P sont de même nature que les
ondes sonores : ce sont des ondes qui se propagent en compressant puis décompressant tour à tour le milieu dans
lequel elles évoluent. On parle donc d’ondes de pression, d’ondes acoustiques ou encore d’ondes sonores. Les ondes
acoustiques solaires sont aussi dénommées ondes P. Cependant, il n’y a pas de croûte solide à la surface du soleil
capable de craquer suite aux déformations engendrées par les séismes. Au contraire, la photosphère solaire oscille
localement sous l’action des ondes qui s’y réfléchissent. Ce sont ces oscillations de la photosphère que l’on détecte.
Elles nous renseignent sur les ondes se propageant dans le Soleil, ainsi on peut représenter en bleu les régions qui se
déplacent vers l’observateur et en rouge celles qui s’en éloignent ».
Document émanant de l’IRFU (Institut de Recherche sur les lois Fondamentales de l’Univers)
http://irfu.cea.fr/Sap/Phocea/Vie_des_labos/Ast/ast_visu.php?id_ast=994
Lire également cet article publié par le CNRS :
http://www.cnrs.fr/publications/imagesdelaphysique/couv-PDF/IdP2005/35Fossat.pdf
« Le Soleil est un gigantesque instrument de musique, à l’intérieur duquel des ondes acoustiques se propagent dans
toutes les directions. Ces ondes, piégées dans le volume de la sphère solaire, entrent en résonance pour former des
modes propres comme le fait le son dans un tuyau d’orgue. Leur partie visible (optiquement) à la surface constitue une
mine d’informations sur les diverses parties du volume dans lequel elles ont voyagé, y compris la région la plus
centrale, le cœur nucléaire. C’est l’étude détaillée de ces ondes acoustiques à la surface visible du Soleil qui permet
d’en sonder l’intérieur, et ce d’autant plus finement qu’elles ne mettent qu’une heure à franchir la distance entre le
cœur et la surface alors que les photons issus du cœur, absorbés et réémis une multitude de fois, ont besoin de centaines
de milliers d’années pour parvenir à la surface ».
Bien sûr, les géophysiciens s’intéressent aussi au sondage sismique, ou à leur activité sismique, des planètes
et satellites de notre système solaire, tout particulièrement Mars, où une mission est programmée en 2013 à
cet effet :
http://www.jpl.nasa.gov/missions/details.php?id=5928
6. EN CONCLUSION
Une fois de plus, on peut constater combien la géophysique tient une place privilégiée dans les sciences
contemporaines : les ressources disponibles sur le WEB sont immenses, de sorte que cela devrait réconcilier
nos élèves avec l’apprentissage des sciences physiques, alors que nous sommes tous habitants de cette
planète Terre que nous avions trop tendance à oublier dans nos programmes de collège et de lycée.
Il faut espérer qu’à l’avenir ces disciplines que sont les sciences physiques et les sciences de la vie et de la
Terre sauront mieux croiser leurs regards dans les futurs programmes de sciences expérimentales. L’étude
des ondes sismiques terrestres est un thème possible, tout comme par exemple le champ de pesanteur et la
gravité terrestre, le géomagnétisme, comme nous l’avons déjà illustré dans de précédentes fiches.
Porter notre regard sur l’Univers et surtout sur notre Terre est une nécessité, à l’heure où l’humanité
commence à apprécier la fragilité de notre planète.
 22 