Séisme

Un séisme ou tremblement de terre est le résultat de la libération brusque d'énergie accumulée par les contraintes exercées sur les roches. Le résultat de la rupture des roches en surface s'appelle une faille. Le lieu de la rupture des roches en profondeurs se nomme le foyer. Plus rares sont les séismes dus à l'activité volcanique ou d'origine artificielle (explosions par exemple). Il se produit de très nombreux séismes tous les jours, mais la plupart ne sont pas ressentis par les humains. Environ cent mille séismes sont enregistrés chaque année sur la planète. Les plus puissants d'entre eux comptent parmi les catastrophes naturelles les plus destructrices. La science qui étudie ces phénomènes est la sismologie (étudiée par des sismologues) et l'instrument d'étude principal est le sismographe (qui produit des sismogrammes).

Conséquences d'un séisme à Mexico.

Vue panoramique de San Francisco après le tremblement de terre et l'incendie de 1906.

Caractéristiques principales

Épicentre, hypocentre (foyer) et faille

Le point d'origine d'un séisme est appelé hypocentre ou foyer sismique. Il peut se trouver entre la surface et jusqu'à sept cents kilomètres de profondeur (limite du manteau supérieur) pour les événements les plus profonds. On parle de l'épicentre du séisme pour désigner le point de la surface de la Terre qui se trouve directement à la verticale de l'hypocentre.

Les trois grands types de failles

Quatre catégories de tremblements de terre

Un tremblement de terre est une secousse plus ou moins violente du sol qui peut avoir quatre origines : rupture d'une faille ou d'un segment de faille (séismes tectoniques) ; intrusion et dégazage d'un magma (séismes volcaniques) ; « craquements » des calottes glaciaires se répercutant dans la croûte terrestre ; explosion, effondrement d'une cavité (séismes d'origine naturelle ou dus à l'activité humaine). En pratique on classe les séismes en trois catégories selon les phénomènes qui les ont engendrés :

Séismes tectoniques

Les séismes tectoniques sont de loin les plus fréquents et dévastateurs. Une grande partie des séismes tectoniques a lieu aux limites des plaques, où se produit un glissement entre deux milieux rocheux. Ce glissement, localisé sur une ou plusieurs failles, est bloqué durant les périodes inter-sismiques (entre les séismes), et l'énergie s'accumule par la déformation élastique des roches. Cette énergie et le glissement sont brusquement relâchés lors des séismes. Dans les zones de subduction, les séismes représentent en nombre la moitié de ceux qui sont destructeurs sur la Terre, et dissipent 75 % de l'énergie sismique de la planète. C'est le seul endroit où on trouve des séismes profonds (de 300 à 645 kilomètres). Au niveau des dorsales médio-océaniques, les séismes ont des foyers superficiels (0 à 10 kilomètres), et correspondent à 5 % de l'énergie sismique totale. De même, au niveau des grandes failles de décrochement, ont lieu des séismes ayant des foyers de profondeur intermédiaire (de 0 à 20 kilomètres en moyenne) qui correspondent à 15 % de l'énergie. Le relâchement de l'énergie accumulée ne se fait généralement pas en une seule secousse, et il peut se produire plusieurs réajustements avant de retrouver une configuration stable. Ainsi, on constate des répliques à la suite de la secousse principale d'un séisme, d'amplitude décroissante, et sur une durée allant de quelques minutes à plus d'un an. Ces secousses secondaires sont parfois plus dévastatrices que la secousse principale, car elles peuvent faire s'écrouler des bâtiments qui n'avaient été qu'endommagés, alors que les secours sont à l'œuvre. Il peut aussi se produire une réplique plus puissante encore que la secousse principale quelle que soit sa magnitude. Par exemple, un séisme de 9,0 peut être suivi d'une réplique de 9,3 plusieurs mois plus tard même si cet enchaînement reste extrêmement rare.

Séismes d'origine volcanique

Les séismes d'origine volcanique résultent de l'accumulation de magma dans la chambre magmatique d'un volcan. Les sismographes enregistrent alors une multitude de microséismes (trémor) dus à des ruptures dans les roches comprimées ou au dégazage du magma. La remontée progressive des hypocentres (liée à la remontée du magma) est un indice prouvant que le volcan est en phase de réveil et qu'une éruption est imminente.

Séismes d'origine polaire

Les glaciers et la couche de glace présentent une certaine élasticité, mais les avancées différentiées et périodiques (rythme saisonnier marqué) de coulées de glace provoquent des cassures dont les ondes élastiques génèrent des tremblements de terre, enregistrés par des sismographes loin du pôle à travers le monde . Ces « tremblements de terre glaciaires » du Groenland sont caractérisés par une forte saisonnalité. Une étude publiée en 2006 a conclu que le nombre de ces séismes avait doublé de 2000 à 2005, tendance temporelle suggérant un lien avec une modification du cycle hydrologique et une réponse glaciaire à l'évolution des conditions climatiques. Si l'on considère qu'une part du réchauffement climatique est d'origine humaine, une part des causes de ces séismes pourrait être considérée comme induits par l'Homme (voir ci-dessous).

Séismes d'origine artificielle

Les séismes d'origine artificielle ou « séismes » de faible à moyenne magnitude sont dus à certaines activités humaines telles que barrages, pompages profonds, extraction minière, explosions souterraines ou nucléaires, ou même bombardements. Ils sont fréquents et bien documentés depuis les années 1960-1970. Par exemple, rien que pour la France et uniquement pour les années 1971-1976, plusieurs séismes ont été clairement attribués à des remplissages de lacs-réservoirs, à l'exploitation de gisements pétrolifères ou aux mines :

• le remplissage du lac de Vouglans (Jura) (magnitude 4,3, le 21 juin 1971) qui produit des dégâts dans les villages voisins du barrage,
• autour du lac-réservoir de l'Alesani, en Corse, le 29 septembre 1971 un séisme est ressenti sur une faible surface centrée sur le lac (dans une zone jusqu'alors complètement asismique) . En avril 1978, lors d'un nouveau remplissage (après vidange du barrage durant plusieurs mois), un nouveau séisme de magnitude 4,4 est ressenti,
• le lac-réservoir de Sainte-croix-du-Verdon (Alpes-de-Haute-Provence) n'a pas bougé lors de son remplissage, mais de septembre 1973 à août 1975, les stations séismiques télémétrées ont enregistré plus de 90 petites secousses, au voisinage même du lac, et leur fréquence maximale (36 secousses en 3 mois) correspondait au moment du pic de remplissage (mars-mai 1975),
• le gisement pétrolifère et gazier de Lacq (surveillé depuis 1974), a encore produit des séismes (dont le 31 décembre 1972, de magnitude 4,0),
• le gisement gazier de Valempoulières (Jura) a généré un petit séisme le 8 janvier 1975, ressenti dans les communes l'entourant,
• des "coups de toit" peuvent toucher les régions minières, à l'image des anciens bassins houillers de Fuveau-Gardanne dans les Bouches-du-Rhône et celui de Creutzwald-Merlebach en Moselle, et peuvent être confondus avec de véritables séismes naturels.

Les tremblements de terre engendrent parfois des tsunamis, dont la puissance destructrice menace une part croissante de l'humanité, installée en bordure de mer. Ils peuvent aussi menacer les installations pétrolières et gazières offshore et disperser les décharges sous-marines contenant des déchets toxiques, déchets nucléaires et munitions immergées. On cherche à les prévoir, pour s'en protéger, à l'aide d'un réseau mondial d'alerte, qui se met en place, en Indonésie et Asie du Sud Est notamment.

Dans certains cas, les séismes provoquent la liquéfaction du sol : un sol mou et riche en eau perdra sa cohésion sous l'effet d'une secousse.

Risques de séismes dus aux essais dans les centrales géothermiques :

Un centre de recherche sur les centrales géothermiques, dans le nord-est de la France, expérimente des techniques de géothermie. L’expérience consiste à injecter de l'eau froide dans des poches de magma (2 trous préalablement forés, l'un pour l'entrée de l'eau froide et l'autre pour la sortie de l'eau transformée en vapeur, puis de la récupérer sous forme de vapeur, de la mettre en pression puis de faire tourner une turbine puis produire de l'électricité.

Conséquences de l'expérience :

L'injection d'eau froide dans les poches de magma agissait sur les failles environnantes, l'eau agissait comme lubrifiant et produisait des micro séismes qui pouvaient jusqu'à produire des fissures sur les murs des maisons.

Magnitude

La puissance d'un tremblement de terre peut être quantifiée par sa magnitude, notion introduite en 1935 par le sismologue Charles Francis Richter. La magnitude se calcule à partir des différents types d'ondes sismiques en tenant compte de paramètres comme la distance à l'épicentre, la profondeur de l'hypocentre, la fréquence du signal, le type de sismographe utilisé, etc. La magnitude n'est pas une échelle mais une fonction continue logarithmique. En raison de ce caractère logarithmique, lorsque l'amplitude du déplacement du sol est multipliée par 10, la magnitude augmente d'une unité. Ainsi, un séisme de magnitude 7 provoquera un déplacement du sol dix fois plus important qu'un événement de magnitude 6, cent fois plus important qu'un de magnitude 5.

La magnitude, souvent appelée magnitude sur l'échelle de Richter, terme le plus connu du grand public, est généralement calculée à partir de l'amplitude ou de la durée du signal enregistré par un sismographe. Plusieurs valeurs peuvent être ainsi calculées (Magnitude locale $M_{L}$, de durée $M_{D}$, des ondes de surfaces $M_{S}$, des ondes de volumes $M_{B}$). Mais ces différentes valeurs ne sont pas très fiables dans le cas des très grands tremblements de terre. Les sismologues lui préfèrent la magnitude de moment (notée $M_{W}$) qui est directement reliée à l'énergie libérée lors du séisme. Des lois d'échelle relient cette magnitude de moment aux paramètres géométriques du séisme (surface rompue et quantité de glissement sur la faille).

Intensités d'un séisme

Carte des intensités du tremblement de terre d'Haïti de 2010.

La magnitude d'un séisme ne doit pas être confondue avec l'intensité macrosismique (sévérité de la secousse au sol) qui se fonde sur l'observation des effets et des conséquences du séisme sur des indicateurs communs en un lieu donné : effets sur les personnes, les objets, les mobiliers, les constructions, l'environnement. Le fait que ces effets soient en petit nombre ou en grand nombre sur la zone estimée est en soi un indicateur du niveau de sévérité de la secousse. L'intensité est généralement estimée à l'échelle de la commune. On prendra par exemple en compte si les fenêtres ont vibré légèrement ou fortement, si elles se sont ouvertes, si les objets ont vibré, se sont déplacés ou ont chuté en petit nombre ou en grand nombre, si des dégâts sont observés, en tenant compte des différentes typologies constructives (de la plus vulnérable à la plus résistante à la secousse), les différents degrés de dégâts (du dégât mineur à l'effondrement total de la construction) et si la proportion des dégâts observés est importante ou non (quelques maisons, ou l'ensemble des habitations). Les échelles d'intensité comportent des degrés généralement notés en chiffres romains, de I à XII pour les échelles les plus connues (Mercalli, MSK ou EMS). Parmi les différentes échelles, on peut citer :

• l'échelle Rossi-Forel (aussi notée RF) ;
• l'échelle Medvedev-Sponheuer-Karnik (aussi notée MSK) ;
• l'échelle de Mercalli (notée MM dans sa version modifiée) ;
• l'échelle de Shindo (震度) de l'agence météorologique japonaise ;
• l'échelle macrosismique européenne (aussi notée EMS98);
• l'échelle de Richter
• l'échelle de magnitude du moment (notée Mw).

Les relations entre magnitude et intensité sont complexes. L'intensité dépend du lieu d'observation des effets. Elle décroît généralement lorsqu'on s'éloigne de l'épicentre en raison de l'atténuation introduite par le milieu géologique traversé par les ondes sismiques, mais d'éventuels effets de site (écho, amplification locale par exemple) peuvent perturber cette loi moyenne de décroissance.

Pour donner une idée de l'ordre de grandeur des mouvements du sol: statistiquement, à 10 kilomètres d'un séisme de magnitude 6, on peut s'attendre à des accélérations de 2 mètres par seconde au carré, des vitesses du sol de 1 mètre par seconde et des déplacements d'une dizaine de centimètres; le tout, pendant une dizaine de secondes.

Différents types d'ondes sismiques

Au moment du relâchement brutal des contraintes de la croûte terrestre (séisme), deux grandes catégories d'ondes peuvent être générées. Il s'agit des ondes de volume qui se propagent à l'intérieur de la Terre et des ondes de surface qui se propagent le long des interfaces.

Dans les ondes de volume, on distingue :

• les ondes P ou ondes de compression. Le déplacement du sol se fait par dilatation et compression successives, parallèlement à la direction de propagation de l'onde. Les ondes P sont les plus rapides (6 km/s près de la surface). Ce sont les ondes enregistrées en premier sur un sismogramme ;
• les ondes S ou ondes de cisaillement. Les vibrations s'effectuent perpendiculairement au sens de propagation de l'onde, comme sur une corde de guitare. Plus lentes que les ondes P, elles apparaissent en second sur les sismogrammes.

Les ondes de surface (ondes de Rayleigh, ondes de Love) résultent de l'interaction des ondes de volume. Elles sont guidées par la surface de la Terre, se propagent moins vite que les ondes de volume, mais ont généralement une plus forte amplitude. Généralement ce sont les ondes de surface qui produisent les effets destructeurs des séismes.

Enregistrement des séismes

Les séismes dans le monde de 1963 à 1998

Les plus anciens relevés sismiques datent du VIII^e millénaire av. J.-C.^{[réf. nécessaire]}.

Séismes les plus puissants enregistrés depuis 1900

Pays	Ville / Zone	Magnitude	Date	Nombre de morts	Nombre de blessés	Remarques et liens vers les articles détaillés
Équateur		8,8	1906
États-Unis	San Francisco	8,2	18 avril 1906	3 000		Séisme de 1906 à San Francisco
Chili	Valparaíso	8,2	17 août 1906	20 000	20 000
Japon	Kanto	8,3	1er septembre 1923	141 720		Séisme de 1923 de Kantō
Russie	Kamtchatka	8,5	1923
Indonésie	Mer de Banda	8,5	1er février 1938			Séisme de la mer de Banda
Chili	Chillán	8,3	24 janvier 1939	28 000	58 000
Tibet		8,6	15 août 1950
Russie	Kamtchatka	9,0	4 novembre 1952
Alaska	Andreanof	8,6	9 mars 1957
Chili	Valdivia	9,5	22 mai 1960	3 000		Séisme de 1960 de Valdivia (le séisme le plus violent jamais recensé)
Russie	Iles Kouriles	8,5	1963
États-Unis	Alaska	9,2	27 mars 1964	131		Séisme de 1964 en Alaska
États-Unis	Alaska	8,7	1965
Mexique	Mexico	8,1	19 septembre 1985	10 000		Séisme de 1985 à Mexico
Pérou	Arequipa	8,4	23 juin 2001	250	1 000	Séisme de 2001 au Pérou
Sumatra	Andaman	9,4	26 décembre 2004	227 898	125 000	Séisme du 26 décembre 2004 dans l'océan Indien
Sumatra	Île de Nias	8,7	28 mars 2005	905		Séisme de 2005 à Sumatra
Tonga		8,3	3 mai 2006			Séisme de 2006 aux Tonga
Russie	Iles Kouriles	8,3	15 novembre 2006			Raz de marée d'1,80 m et effets à plus de 16 000 km de l'épicentre, notamment à Crescent City, Californie
Russie	Iles Kouriles	8,3	13 janvier 2007
Pérou	Ica, Lima	8,0	15 août 2007	387	1 050
Océan Pacifique		8,3	29 septembre 2009
Chili	Concepción	8,8	27 février 2010	497		Séisme de 2010 au Chili
Japon	Sendai, Côte Pacifique du Tōhoku	9,0	11 mars 2011	‍15 776 morts et 4 225 disparus	5 929	Séisme de 2011 de la côte Pacifique du Tōhoku
Océan Indien	Proche de l'Indonésie Inde, Thaïlande et Sri Lanka	8,7 puis réplique de 8,3	11 avril 2012
Russie	Mer d'Okhotsk, proche de la péninsule du Kamtchatka	8,3	24 mai 2013
Chili	Au large d'Iquique, à environ 89 km sud-ouest de Cuya, à une profondeur de 46,4 km dans l'océan Pacifique	8,2	1er avril 2014 à 20h46 locales	5		Séisme de 2014 au Chili

Séismes les plus meurtriers depuis 1900

Tremblements de terre ayant fait plus de 15 000 morts d'après les estimations des autorités locales, placés dans l'ordre chronologique.

Ville / Zone	Pays	Date	Magnitude	Nombre de morts	Remarques et liens vers les articles détaillés
Kangra	Inde	4 avril 1905	M=8,6	19 000
Santiago du Chili	Chili	17 août 1906	M=8,6	20 000
Messine	Italie	28 décembre 1908	M=7,5	100 000
Avezzano	Italie	13 janvier 1915	M=7,5	29 980
Bali	Indonésie	21 janvier 1917	M=8.2	15 000
Gansu	Chine	16 décembre 1920	M=8,6	200 000
Tokyo	Japon	1er septembre 1923	M=8,3	143 000	Le séisme de 1923 de Kantō est suivi d'un gigantesque incendie.
Xining	Chine	22 mai 1927	M=8,3	200 000
Gansu	Chine	25 décembre 1932	M=7,6	70 000
Quetta	Pakistan	30 mai 1935	M=7,5	45 000
Chillán	Chili	24 janvier 1939	M=8,3	28 000
Erzincan	Turquie	26 décembre 1939	M=8,0	30 000
Achgabat	URSS	5 octobre 1948	M=7,3	110 000
Dashti Biaz Khorassan	Iran	31 août 1968	M=7,3	16 000
Chimbote	Pérou	31 mai 1970	M=8,0	66 000
Yibin	Chine	10 mai 1974	M=6,8	20 000
	Guatemala	4 février 1976	M=7,5	23 000
Tangshan	Chine	27 juillet 1976	M=8,2	240 000	Le nombre officiel de morts est 240 000 personnes. D'autres estimations font état de 500 000 à 800 000 victimes directes ou indirectes.
Michoacan	Mexique	19 septembre 1985	M=8,1	20 000
Région de Spitak	Arménie	7 décembre 1988	M=7,0	25 000
Zangan	Iran	20 juin 1990	M=7,7	45 000
Kocaeli	Turquie	17 août 1999	M=7,4	17 118
Bhuj	Inde	26 janvier 2001	M=7,7	20 085
Bam	Iran	26 décembre 2003	M=6,6	26 271
Sumatra	Indonésie	26 décembre 2004	M=9,4	227 898
Muzaffarabad	Pakistan	8 octobre 2005	M=7,6	79 410
Province du Sichuan	Chine	12 mai 2008	M=7,9	87 149
Port-au-Prince	Haïti	12 janvier 2010	M=7,2	230 000
Côte Pacifique du Tōhoku	Japon	11 mars 2011	M=9,3	‍15 776 morts et 4 225 disparus

Méthodes de détection

Ancienne méthode chinoise

Réplique du sismographe de Zhang Heng

L'ancienne méthode chinoise consistait en un vase de bronze comportant huit dragons sur le contour, le Houfeng Didong Yi du chinois Zhang Heng. Une bille était placée dans la gueule de chacun d'eux, prête à tomber dans la gueule d'un crapaud. Lorsqu'un séisme se produisait, la bille d'un des dragons (dépendant de l'endroit où se produisait le séisme) tombait dans la gueule d'un des crapauds. Cela indiquait la direction de l'épicentre du tremblement de terre, et vers où il fallait envoyer les secours.

Méthodes modernes

La localisation de l'épicentre par des moyens modernes se fait à l'aide de plusieurs stations sismiques (3 au minimum), et un calcul tridimensionnel. Les capteurs modernes permettent de détecter des événements très sensibles, tels qu'une explosion nucléaire.

Méthodes de prévision

On peut distinguer trois types de prévisions : La prévision à long terme (sur plusieurs années), à moyen terme (sur plusieurs mois), et à court terme (inférieur à quelques jours).

Long terme

Les prévisions à long terme reposent sur une analyse statistique des failles répertoriées. Elles permettent de définir des normes pour la construction de bâtiments. Certaines failles telles celles de San Andreas en Californie ont fait l'objet d'études statistiques importantes ayant permis de prédire le séisme de Santa Cruz en 1989. Des séismes importants sont ainsi attendus en Californie, ou au Japon (Tokai, magnitude 8.3). Cette capacité prévisionnelle reste cependant du domaine de la statistique, et on est encore loin de pouvoir prévoir le moment précis d'un séisme afin d'évacuer à l'avance la population ou la mettre à l'abri.

Moyen terme

Les prévisions à moyen terme sont plus intéressantes pour la population. Les recherches sont en cours pour valider certains outils, comme la reconnaissance de formes (dilatance).

Court terme

Certains animaux semblent détecter les tremblements de terre : serpents, porcs, chiens... Deux heures avant un séisme à Yientsin, en 1969, les autorités chinoises ont lancé un avertissement fondé sur l’agitation des tigres, des pandas, des yacks et des cerfs du zoo. Aucune étude scientifique n’a réussi pour le moment à prouver ce phénomène .

Les prévisions à court terme se basent sur des observations très précises des terrains à risque. Les moyens de détection peuvent avoir un coût important et des résultats non garantis, du fait de la grande hétérogénéité des signes précurseurs d'un séisme, voire leur absence dans des séismes pourtant de grande ampleur, tels que TangShan ou Michoacan, qui avaient été prévus à moyen terme mais non à court terme.

Les gouvernements ont besoin d'informations certifiées pour évacuer une population des sites suspectés. Les États-Unis utilisent des outils de grande sensibilité autour des points statistiquement sensibles (tels que Parkfield en Californie) : vibrateurs sismiques utilisés en exploration pétrolière, extensomètres à fil d'invar, géodimètres à laser, réseau de nivellement de haute précision, magnétomètres, analyse des puits. Le Japon étudie les mouvements de l'écorce terrestre par GPS et par interférométrie (VLBI), méthodes dites de géodésie spatiale. En Afrique du Sud, les enregistrements se font dans les couloirs des mines d'or, à 2 km de profondeur. La Chine se base sur des études pluridisciplinaires, tels que la géologie, la prospection géophysique ou l'expérimentation en laboratoire.

La surveillance d'anomalies d'émission de radon (et de potentiel électrique) dans les nappes sont évoqués, basée sur l'hypothèse qu'avant un séisme le sous-sol pourrait libérer plus de radon (gaz radioactif à faible durée de vie). On a constaté (par exemple en Inde) une corrélation entre taux de radon dans les nappes souterraines et activité sismique. Un suivi en temps réel du radon à coût raisonnable est possible. On a aussi montré dans les Alpes françaises que les variations de niveaux (de plus de 50 mètres) de deux lacs artificiels modifiaient les émissions périphériques de radon.

Des recherches récentes soutiennent une possible corrélation entre des changements de l'ionosphère et des tremblements de terre, ce qui pourrait permettre des prédictions à court-terme.

Voir aussi

Bibliographie

• Victor Davidovici, La construction en zone sismique, Paris, 1999, 330 p.
  La réglementation et la technique de construction en zone sismique illustrée par des exemples concrets de calculs
• Grégory Quenet, Les tremblements de terre en France aux XVIIe et XVIIIe siècles. La naissance d'un risque, Seyssel, Champ Vallon, 2005

Articles connexes

• Listes de séismes
• Construction parasismique
• Sismologie
• Bradyséisme
• Tectonique des plaques
• Tremblement d'étoile
• séisme artificiel provoqué par la catastrophe industrielle du 4 mai 1988

Liens externes

• (fr) Musée de sismologie Historique et collections en ligne
• (fr) Comprendre les séismes les dossiers pédagogiques de l'École et Observatoire des Sciences de la Terre
• (fr) Qu'est-ce qui fait trembler la terre ? (dossier de Futura-Sciences)
• (fr) Les séismes et les risques sismiques, conférence de l'université de tous les savoirs.
• (fr) Textes et expériences sur les séismes (réseau Sismalp, observatoire de Grenoble)
• (fr) Institut de physique du globe de Paris.
• (fr) À l'écoute des tremblements de terre - Les archives de Radio-Canada.

Réseau sismique accessible en ligne

• (fr) Géoscope, un réseau mondial français
• (fr) Le réseau Renass en France, et Scénario départemental de risque sismique - Méthodologie et processus de réalisation – Annexes 1 à 21
• (fr) Laboratoire de détection et de géophysique le réseau de surveillance du CEA
• (en) Centre sismologique euro-méditerraneen Information temps réel sur les séismes de la région euro-méditerranéenne et du monde (cartes, animation, questionnaires...)
• (fr)/(en) Le réseau Sismalp (surveillance des séismes dans les Alpes).
• (en) Le réseau du service géologique américain (USGS).
• (en) Incorporated Research Institutions for Seismology (IRIS) Consortium interuniversitaire consacré à l'étude de la structure profonde de la terre à partir des séismes.
• (fr)/(nl)/(de)/(en) Observatoire royal de Belgique - Section de séismologie

Zonage sismique accessible en ligne

• (fr) Zonage sismique en France