CHAPITRE VI

L'ancienne sismologie, celle de Mallet et de ses successeurs, dirigeait tous ses efforts vers la détermination du foyer ou centre d'un tremblement de terre, et Ton^ a dépensé une somme énorme de travail et d'ingéniosité à calculer la position ou les coordonnées géographiques d'un point qui n'existe pas réellement. L'erreur consistait à supposer que le mouvement sismique émane d'un point, au sens géométrique du mot et, rationnellement, on s'attachait à résoudre le problème au moyen de méthodes géométriques toujours pratiquement en défaut parce qu'il s'agissait en réalité d'une étendue plus ou moins considérable de la masse terrestre mise en mouvement toute ensemble, mouvement qui se propage ensuite tout autour. Il en résultait une foule de contradictions qui ont longtemps retardé les progrès de nos connaissances relatives soit aux

propriétés du mouvement sismique, soit aux causes géologiques des tremblements de ferre. Cependant, malgré l'inexactitude de l'hypothèse de Mallet, les résultats obtenus au moyen des méthodes qu'on en a déduites pour la recherche de l'origine, ne laissent pas que d'être utilisables dans une certaine mesure, pourvu qu'on les considère dans un sens large et qu'on s'en serve comme d'un procédé de première, mais grossière, approximation. Ces méthodes doivent donc être exposées dans leurs grandes lignes.

Uhypocentre d'un séisme est la portion de la masse terrestre d'étendue plus ou moins grande, de forme et de profondeur quelconques, au sein de laquelle tout entière naît le phénomène en même temps, quelle que soit du reste sa cause première.

L'épicentre, ou mieux la région épicentrale, en est la projection verticale sur la surface extérieure terrestre. Les mots épicentre et hypocentre resteront toujours entendus ici dans le sens élargi et la conception du point géométrique sera toujours écartée implicitement. Il est d'ailleurs évident que la recherche de l'épicentre doit précéder celle de l'hypocentre, les couches extérieures de Fécorce étant les seules directement accessibles à notre observation .

Pour trouver l'épicentre d'un tremblement de terre, il suffira de déterminer en un grand nombre de points de la surface ébranlée la valeur d'un élé-

ment quelconque du mouvement sismique, de joindre par une courbe les points correspondant à une même valeur et d'en déduire le centre sur la carte. Cet élément sera par exemple l'intensité ou l'instant du tremblement de terre. Dans un cas, on tracera les isoséistes ou homoséistes. A mesure qu'on s'éloigne de l'origine, ces courbes prennent des formes plus mouvementées parce qu'augmente l'influence perturbatrice de l'hétérogénéité des couches terrestres, mais au moyen d'observations assez nombreuses, on n'en déterminera pas moins la région plus ou moins vaste d'où le mouvement sismique s'est irradié.

L'épicentre jouit de propriétés évidentes qui aident grandement à en préciser la position et l'étendue : c'est le centre des isoséistes et des coséistes; c'est en ce point que la secousse arrive le plus tôt de l'hypocentre ; c'est le point d'intensité maxima; enfin c'est vers lui que convergent les directions quand on peut les déterminer. On devra utiliser toutes ces propriétés à la fois.

Les tremblements de terre diffèrent beaucoup entre eux quant à la forme et à l'étendue de leurs épicentres, ou mieux de leurs régions épicentrales.

Le tremblement de terre de l'île d'Ischia du 28 juillet 1883 a été destructeur à Casamicciola, et cependant il n'a été sensible que sur une très petite surface de 1 500 kilomètres carrés. Ses isoséistes étaient à peu près circulaires et centrées autour de

l'Epomeo, volcan maintenant éteint, mais encore actif au commencement du xiv e siècle. Rien donc de plus naturel que de regarder cet événement sismique comme un tremblement de terre central et de lui attribuer en même temps une origine volcanique. Son peu d'extension donne le droit de penser que son hypocentre était peu profond. On voit combien de renseignements intéressants ont fourni ses isoséistes.

Bien différemment s'est présenté le tremblement de terre de San Francisco du 18 avril 1906. Son aire dévastatrice n'avait que quelque vingt kilomètres de largeur, mais s'étendait sur plus de trois cents, et ses isoséistes étaient, sauf de légères irrégularités, d'immenses lignes droites parallèles entre elles. Il était dès lors évident que le tremblement de terre s'était produit tout le long d'une ligne et devait par conséquent son origine à quelque mouvement linéaire de grande étendue. Or précisément on connaissait depuis longtemps un grand accident géologique, la faille de San Andrès-Portolà,ettout le long de cette faille s'étaient produits, au moment du tremblement de terre, des déplacements tant horizontaux que verticaux de plusieurs mètres d'amplitude, décelés par leurs effets sur le terrain et les constructions. A supposer que ces déplacements n'eussent pu être observés, ou même ne se fussent pas produits jusqu'à la surface terrestre, on n'en aurait pas moins eu le droit, grâce à la

forme des isoséistes, d'en conclure que le tremblement de terre était le résultat d'un mouvement tectonique linéaire et sur une longueur au moins égale à celle de la zone de destruction. Ce tremblement de terre était longitudinal parce qu'il s'était produit parallèlement aux lignes de relief de la Californie centrale : pied du talus sous-marin ; littoral, crête de la Cordillère côtière appelée Coast Range; vallées des fleuves Salinas et San Joaquin; axe de la baie de San Francisco; crête de la Sierra Nevada. Il est évident que l'événement avait quelque rapport avec la formation de ces traits géographiques tous parallèles entre eux. Il aurait été transversal s'il avait eu une direction perpendiculaire; ce fut le cas de celui de Bellune du 29 juin 1873 par rapport à la chaîne des Alpes. Le tremblement de terre de l'Assam du 12 juin 1897, un des plus considérables des temps modernes, nous offre des circonstances toutes différentes encore. L'aire de dévastation s'est présentée sous la forme d'un chapeau de gendarme dont la base s'étendait sur une longueur de plus de 200 milles anglais, et sa surface dépassait 400000 kilomètres carrés. Or cette surface épicentrale recouvrait assez approximativement sur la carte un massif de collines, autrement dite une pénéplaine surélevée entre les plaines alluvionnaires du Brahmapoutre au nord et des Sylhet Streams au sud. Il était donc à penser que tout ce

massif s'était ébranlé et déplacé d'un coup et précisément une retriangulation géodésique ultérieure a prouvé le bien fondé de cette supposition. Le tremblement de terre était régional et avait mis en mouvement à la fois tout un énorme bloc ou compartiment terrestre.

Ces trois cas distincts représentent toutes les combinaisons possibles des manières d'être des tremblements de terre quant à la forme de leur région épicentrale et l'on voit que l'ancienne notion d'épicentre ne conserve son sens géométrique que pour le premier d'entre eux. Pour les deux autres les méthodes anciennement employées n'auraient pu donner de résultat. Ce serait encore pis en ce qui concerne l'hypocentre comme on va le voir.

Mallet s'appuyait pour chercher la profondeur de l'hypocentre sur la détermination de l'angle d'émergence des ondes sismiques au moment où elles viennent frapper le sol. Il admettait que les crevasses produites dans un édifice par un tremblement de terre sont dues aux ondes longitudinales, et il en déduisait que l'origine se trouve dans un plan perpendiculaire à la crevasse, de sorte que des observations bien faites sur plusieurs édifices permettaient, pensait-il, la détermination du foyer par la rencontre d'un certain nombre de ces plans. Malheureusement pour la méthode, il semble bien que les ondes transversales inter-

noderoc. — PI. V.

Fig. 24. — Hodographe des trois espèces d'ondes pour le tremblement do terro dos Calabres du 8 septembre 1905, d'après Rizzo.

viennent aussi dans la production de ce genre de dommages, et, en outre, leur position dépend

dans une grande mesure de la nature et de l'agencement des matériaux qui constituent les murailles ainsi que de la position des ouvertures, portes et fenêtres. C'est pourquoi la méthode très généralement employée autrefois conduisait souvent pour un même tremblement de terre à des profondeurs d'hypocentre comprises entre quelques kilomètres et plusieurs centaines de kilomètres; elle se condamne donc d'elle-même. Sans doute les sismogrammes peuvent donner l'angle d'émergence, mais non sans difficulté, et le procédé a permis souvent de calculer des profondeurs moindres que celles obtenues par l'ancienne méthode, partant plus admissibles.

Le même problème peut se résoudre au moyen de Thodographe, cette courbe qui exprime la variation de la vitesse de propagation des ondes sismiques, à la surface terrestre avec la distance à Yépicentre. Mais l'instant précis d'un tremblement de terre en un point donné est pratiquement si difficile à connaître en dehors des stations munies d'appareils sismographiques que les résultats ainsi obtenus ont été rarement dignes de foi. L'ignorance réelle dans laquelle on se trouve encore relativement à la forme de Tonde et du rayon sismiques complique encore la question et cette ignorance résulte précisément de la difficulté de la détermination exacte du moment auquel se pro-

duit un tremblement de terre et il faudrait le connaître au moins à la secofade près.

Le procédé imaginé par Dutton et Hayden à l'occasion du tremblement de terre de Charleston du 31 août 1886 a souvent donné des résultats acceptables. Au lieu de centaines de kilomètres, on n'obtient plus que 10 ou 20 kilomètres. Ces savants se sont basés sur ce que l'intensité d'un tremblement de terre doit varier, toutes choses égales d'ailleurs, en raison inverse du carré de la distance à l'origine, puisqu'il s'agit d'un transport d'énergie, et ce n'est pas faire une hypothèse gratuite que de l'affirmer. Ainsi que le prouve la théorie et le confirme l'observation, la courbe qui représente la variation de l'intensité avec la distance décroît d'abord très rapidement autour de l'épicentre et ensuite très lentement jusqu'à complète extinction du mouvement sensible. Elle a donc dans l'intervalle un point d'inflexion correspondant au maximum de variation d'intensité. Ce sera par exemple, sur le terrain, la zone étroite où les dommages sur les constructions disparaissent brusquement. On démontre que la profondeur cherchée est égale au quotient par la racine carrée de trois de la distance du point d'inflexion à l'épicentre, quelle que soit d'ailleurs la valeur de l'intensité au foyer.

De Kôvesligethy a eu l'idée d'utiliser pour la solution du problème de la profondeur cette pro-

priété de l'accélération du mouvement sismique de varier en raison inverse de la distance à l'origine, tout en tenant compte dans l'application de l'absorption que subit le mouvement en passant d'un point à un autre des couches terrestres. La méthode donne de bons résultats et les profondeurs calculées diminuent encore relativement à celles qu'on obtenait avec les anciens procédés. On a pu affirmer, grâce à son emploi, que certains tremblements de terre se sont produits presque à la surface du sol, ou à très faible profondeur, ainsi celui de Jekeo (Hongrie) du 10 janvier 1906.

La profondeur de l'hypocentre exerce une influence prépondérante sur l'extension de l'aire ébranlée, sur l'intensité observée et l'écartement des isoséistes. Les méthodes basées sur cette remarque n'ont pas donné de résultats pratiques bien satisfaisants.

De tout cela résulte qu'en définitive la recherche de la profondeur à laquelle s'est produit un tremblement de terre est très difficile.