IX. Secousse désastreuse. — Ruine totale ou

presque totale de quelques maisons; beaucoup d'autres très endommagées et rendues inhabitables; victimes sinon très nombreuses, du moins disséminées dans tous les quartiers d'une même localité (de 1 000 à 2 500 mm.).

X. Secousse très désastreuse. — Ruine d'un grand nombre d'édifices ; crevasses du sol ; éboulements de pentes : nombreuses victimes (de 2 500

à 5000 mm.).

XI. Secousse catastrophique. — Se définit d'ellemême (plus de 5000 mm.).

Cette échelle est conventionnelle, ce qui n'a pas empêché qu'on ait voulu, mais à tort, lui attribuer le caractère de mesure numérique de l'intensité d'un tremblement de terre. On y est cependant parvenu indirectement comme il suit. Les sismogrammes ne donnent que de vagues indications à cet égard, mais on peut en déduire facilement l'accélération maxima produite à un certain moment de la durée du phénomène en mesurant l'amplitude et la période, ces trois éléments étant en dépendance mutuelle par l'intermédiaire d'une formule algébrique très simple. Cette même accélération maxima peut aussi être mesurée directement par les effets mécaniques du tremblement de terre, tels que la distance à laquelle sont allés tomber des objets libres d'obéir à l'impulsion sismique ou le bris de corps de formes et de constitutions déterminées. Cette dernière méthode se

prête même à des déterminations expérimentales, et les sismologues japonais ont construit des tables de choc telles qu'au moyen d'actions mécaniques d'intensité et d'accélération connues à l'avance, on a produit des effets de fracturement sur des objets ou des matériaux déterminés. Non seulement on a tiré de ces expériences de très utiles observations sur la résistance de telles ou telles formes architecturales et de tels ou tels matériaux, mais encore on en a déduit des accélérations Tnaxima relatives aux divers degrés de l'échelle Mercalli des intensités. Ce sont celles données précédemment.

L'accélération maxima des microséismes ne dépasse pas 2 mm. 1/2 par seconde, celle des macroséismes s'élève de cette limite inférieure jusqu'à 1 000 millimètres et celle des mégaséismes part de cette dernière valeur pour atteindre 4000 ou 5 000. L'accélération maxima du grand tremblement de terre du Japon central du 28 octobre 1891 a été évaluée par Omori à 4000 millimètres par seconde et l'opinion générale des sismologues est que cette valeur ne saurait être jamais dépassée, du moins de beaucoup.

Quoiqu'il en soit au juste, cette dernière observation amène une remarque intéressante. L'accélération de la gravité, ou pesanteur, est moyennement de 9 800 millimètres; c'est celle acquise au bout d'une seconde par un corps tombant librement dans le vide. Les plus violents tremblements

de terre ne peuvent donc lancer en l'air des corps pesants et cependant de très nombreuses relations signalent des faits de ce genre. S'appuyant làdessus, on en a conclu que l'accélération sismique maxima peut notablement dépasser la valeur du nombre g. On ne tient pas compte dans ce raisonnement de ce que telle situation d'un objet peut lui permettre d'être ainsi projeté sans nécessité d'une aussi grande accélération du mouveinent sismique : ainsi une bo«le placée à l'extrémité d'une barre élastique encastrée à l'extrémité opposée. De semblables circonstances se rencontrent fréquemment dans les habitations ; c'est le cas si commun d'objets placés sur des étagères ou même de simples tables.

L'accélération maxima sismique est difficilement mesurable dans la pratique courante, aussi Omori, pour parer à la difficulté qui en résulte pour déterminer les degrés d'intensité, a comparé pour quelques grands tremblements de terre du Japon les effets produits sur les constructions avec les résultats expérimentaux obtenus au moyen de la table à choc, et il a ainsi déterminé les degrés d'une échelle rationnelle d'intensité au moyen de l'accélération maxima. Quant à l'appliquer sur le terrain, c'est-à-dire tracer sur la carte les isoséistes, ou courbes correspondant aux degrés successifs, le travail en est excessivement délicat. Du resle, qu'il s'agisse de cette échelle ou de celle de Mercalli, il

faut un nombre considérable d'observations bien faites, et ce n'est possible que dans un pays non seulement d.e grande densité de population, mais en même temps de haute culture ou civilisation, conditions rarement réalisées ensemble dans les pays instables.

Pour en terminer avec ce qui a rapport à l'évaluation de l'énergie développée à l'occasion d'un tremblement de terre, il sera intéressant de rappeler que celle correspondante au désastre du Japon central du 28 octobre 1891 aurait été capable, d'après de Kôvesligethy, de soulever de deux millimètres la masse entière du globe en une seconde.

La première isoséiste, jou celle qui enveloppe la région secouée avec l'intensité maximum, a seule une importance fondamentale. On conçoit sans peine, en effet, qu'elle permette de localiser le foyer du tremblement de terre. Présente-t- elle une figure plus ou moins vaguement circulaire, on en conclura à un foyer d'extension très limitée. Estelle au contraire très allongée, c'est que le séisme résulte d'un mouvement au sein d'un accident tectonique étendu et de forme linéaire, faille, pli, vallée, chaîne de montagne, etc. Le phénomène sera longitudinal ou transversal par rapport à un trait important du relief.

Le tracé des isoséistes suffit souvent à lui seul pour dévoiler d'importantes particularités. Il arrive

que, pour ud même tremblement de terre, l'iso-

séiste du degré supérieur se compose de plusieurs courbes fermées. On a alors affaire à un séisme

Fig. W. — Tremblement de torr« polycentriquo do Minoo du 58 aoùl 1904 (d'.pres Arcidiioono).

polycen trique. Il est cependant risqué d'en conclure à l'existence simultanée de plusieurs foyers, conception difficilement imaginable, et il est souvent plus rationnel d'invoquer des incidents de propagation dus à l'hétérogénéité des couches terrestres. C'est ainsi que des massifs rocheux à racines profondes protègent du mouvement sis-

mique des régions situées en arrière d'eux par rapport au foyer et, dans les pays hispano-américains, on dit qu'i/s font pont. D'autres fois ce sera

Fig. 21. — Dédoublement de la troisième isoséiste du tremblement de terre de Kangra du 4 avril 1905 (d'après Middlemiss).

une autre isoséiste qui se dédoublera et Ton sera fondé à fafre intervenir des interférences ou des réflexions d'ondes sismiques, phénomène déjà signalé à propos de la direction et qui se répercute dans les sismogrammes.

Quoi qu'il en soit, ces observations sont de la plus haute importance au point de vue de la répar-

tition des dommages à la surface du pays secoué; elles permettent en effet, grâce à leur répétition constatée lors de divers grands tremblements de terre, de définir les points où il y a plus de danger pour les constructions et ceux où il faudrait édifier de préférence; et dans tous les pays instables, de pareilles situations, plus en sûreté ou plus en danger, sont bien connues par une expérience séculaire.

La comparaison des isoséistes des divers tremblements de terre d'une même région limitée conduit souvent à d'utiles considérations quant à la connaissance de leurs causes tectoniques. De l'un à l'autre séisme elles ne coïncident pas, mais semblent être identiques après un déplacement latéral dans une certaine direction, comme si l'origine s'était elle-même transportée d'un point à un autre d'un accident géologique. Ce cas se présente fréquemment pour les secousses qui suivent toujours les grands tremblements de terre. Du tracé des isoséistes sur la carte peut aussi se déduirenne sorte de gradient sismique qui exprime le resserrement relatif de ces courbes, et il est évident qu'il est en rapport avec la profondeur du foyer.

On voit par toutes ces considérations et d'autres •encore inutiles à détailler ici, quel rôle important jouent les isoséistes d'un tremblement de terre. Un autre élément mesurable est l'amplitude

maxima du mouvement d'une particule terrestre au moment d'un séisme. On peut la mesurer sur le sismogramme; mais ce procédé est sujet à une cause d'erreur, l'expérience prouvant que l'amplititude augmente avec un facteur indépendant du tremblement de terre, la multiplication ou l'agrandissement de l'appareil. Et, en effet, il doit en être ainsi parce que le style enregistreur, étant élastique, est susceptible de prendre un mouvement propre dû à l'accumulation et à la répétition des impulsions sismiques successives. C'est le cas d'une verge encastrée à l'une de ses extrémités et à laquelle de faibles impulsions font prendre finalement un très ample mouvement.

On a déjà eu l'occasion de dire combien l'amplitude est généralement inférieure à ce que fait supposer l'impression des sens. Cela tient à l'influence de la période plus ou moins rapide et à ce que toute la masse terrestre agit sur l'observateur. Les mesures d'amplitudes réellement effectuées sont en assez petit nombre et les valeurs suivantes permettent de se rendre compte de ses variations.

L'amplitude des ondes longitudinales est dirigée suivant le rayon sismique du lieu, ou la ligne qui le joint au foyer; elle varie de fractions de millimètres à un petit nombre de millimètres. Au grand tremblement de terre japonais du 28 octobre 1891, Omorila évaluée à 8 millimètres.

L'amplitude des ondes transversales, dirigée perpendiculairement au rayon sismique, passe de quelques millimètres à quelques dizaines de millimètres. Au même tremblement de terre, Omori Ta évaluée à 20 millimètres.

L'amplitude de&ondes superficielles est beaucoup plus considérable. Elle a la même direction perpendiculaire au rayon sismique. Agamennone l'a évaluée à 50 centimètres au tremblement de terre de l'Assamdu 12 juin 1897, ce qui nous paraît très exagéré, et à 22 ou 25 à la catastrophe de Messine du 28 décembre 1891. Cette dernière valeur correspond assez bien à celle que Ton peut déduire des effets destructeurs sur les édifices. L'étude des dégâts du désastre de Valparaiso du 16 août 1906 nous a conduit à penser que son amplitude devait être voisine de 8 à 9 centimètres.

De petites amplitudes et de rapides périodes ou de grandes amplitudes et de lentes périodes peuvent résulter des effets identiques. Il est intéressant de connaître les chiffres suivants : une secousse de 2 millimètres d'amplitude et d'une période de 4 dixièmes de seconde est déjà forte, tandis que 2 centimètres et 4 centièmes de seconde caractérisent un tremblement de l'intensité VII, ces valeurs s'entendant des ondes principales.

Les couches terrestres absorbent rapidement le mouvement sismique et on aura une idée assez nette de l'importance de ce phénomène en connais-

sant la règle empirique qui permet de calculer la différence des degrés d'intensité en deux points, et qui est égale au triple du logarithme du quotient des accélérations maxima correspondantes.

Station

Herzogenrath

Epicentre

50» 52' 51" 23 *3M5-,L nn ; she j de

Bardenberg

inedeKSmpchen 4r3V

Fig. 22. — Epicentre du tremblement de terre d' Herzogenrath du 22 octobre 1873 (d'après von Lasaulx).

Le temps auquel est arrivé un tremblement de terre et sa durée sont deux éléments mesurables dont l'importance ne saurait échapper.

La pratique montre que, même dans un pays à chemins de fer et à télégraphes, l'heure d'un trem-

blement de terre ne peut être connue, en dehors des stations sismologiques, avec une approximation supérieure à 2 ou 3 minutes. Autrefois pour les grands tremblements de terre on traçait sur la carte les courbes homoséistes, ou coséistes, qui correspondent aux lieux où le phénomène s'était, pensait-on, produit au même instant. On comprend dès lors qu'il ait été impossible d'en tirer des conclusions sérieuses quant à la localisation ou à la forme du foyer. Pour le même motif, les recherches sur la vitesse de propagation basées sur les mêmes données n'ont abouti qu'à des résultats contradictoires et par suite à d'inutiles discussions sous la forme de Yhodographe, ou la courbe qui lie les distances et les temps. On ne peut la construire qu'au moyen des observations sismographiques en vue de les utiliser pour étudier l'onde sismique.

La durée d'un tremblement de terre n'est pas aussi facile à mesurer exactement qu'on pourrait se l'imaginer. A cause de l'effroi, si naturel, elle est toujours exagérée; en fait, elle ne dépasse jamais 40 ou 50 secondes, même lors des plus violents tremblements de terre. Toutes les fois que des observations bien faites ont relaté des durées de plusieurs minutes, les sismogrammes ont prouvé qu'il s'agissait de secousses multiples qui ont fait croire à des renforcements et à des rémissions du même . tremblement de terre. Un exemple classique de ce genre d'erreur est celui du

désastre de Valparaiso du 16 août 1906. Composé au moins de trois secousses distinctes, on a réuni dans une mêma durée le tremblement de terre proprement dit et ses deux premières répliques survenues à de très faibles intervalles de temps.

En général, la durée croît avec l'intensité, et le plus souvent les secousses trépidatoires sont plus brèves que les ondulatoires.

La durée présente son maximum en dehors de Taire épicentrale. Cela doit être parce qu'à l'origine la limite d'élasticité des roches a été dépassée, du moins pour les grands tremblements de terre et, par conséquent, les vibrations élastiques consécu-» tives cessent presque de suite dans l'aire épicen* traie.

Ce fait est bien connu et c'est ainsi que Palmieri, se trouvant à Messine le 16 décembre 1857, put annoncer un grand tremblement de terre de l'Italie continentale en sentant une faible secousse, de lente période et d'une très longue durée de 30 secondes. Au Chili, la population sait très bien reconnaître les grandes secousses éloignées, ou téléséismes 9 par le même procédé.

On doit distinguer une durée apparente de la durée effective. Celle-là se compose de la durée propre du tremblement de terre prolongée par les vibrations engendrées consécutivement dans l'édifice même où se trouve l'observateur. C'est pour cela qu'un même tremblement de terre durera

SISMOLOGIE MODERNE- *'

plus longtemps dans une ville qu'à la campagne environnante et il y a là une fréquente cause d'erreur dans l'évaluation de la durée.

La surface ébranlée par un tremblement de terre jusqu'à la limite de sa perceptibilité par les sens de l'homme n'a qu'un vague rapport avec l'intensité du phénomène que l'on considère en particulier, parce que la profondeur du foyer est le plus souvent mal connue. Il n'en est pas moins intéressant de fixer les idées à cet égard au moyen de quelques observations. Cette surface aurait atteint trente 'cinq millions de kilomètres carrés au désastre de Lisbonne du 1 er novembre 1755. Quoique ce chiffre soit devenu classique, nous le considérons comme exagéré. La surface ébranlée par le tremblement de terre de l'Assam fut de près de cinq millions de kilomètres carrés et l'aire dévastée en dépassa quatre cent mille, les quatre cinquièmes de la surface de la France. Par contre le désastre de Casamicciola, dans l'île d'Ischia, du 28 juillet 1883 ne se fit sentir que sur quinze cents kilomètres carrés au total. On voit combien peu cet élément peut servir à caractériser la véritable intensité d'un tremblement de terre. Enfin 482 séismes japonais ont ébranlé une surface moyenne de douze cents kilomètres carrés, soit celle d'un carré de trente-quatre kilomètres de côté, à peu de chose près celle du département de la Seine.