Cosmos, t. IV

rarement davantage. Ce temps, qui paraît court lorsqu'on lit tranquillement le récit d'une de ces catastrophes, est d'une terrible longueur pour les témoins ou les victimes. Du reste, il ne faut pas confondre la durée d'une secousse et des ondulations qui en sont la conséquence avec celle du tremblement de terre lui-même, bien qu'il soit assez difficile de définir clairement la limite de temps qu'on doit donner au phénomène. Il y eut, en janvier 1839, à la Martinique un tremblement de terre qui ne comprit que deux secousses et dura seulement une demi-minute ; ce faible intervalle suffit pour accomplir de formidables ravages. Les mêmes secousses se propagèrent jusqu'au Pérou, et à Lima les vibrations du sol durèrent en tout deux minutes entières. En 1845, un tremblement de terre qui se fit sentir des Antilles à la Guyane, dura moins d'une demi-minute à Sainte-Croix, et une minute trois quarts à la Dominique, où observait M. Ch. Sainte-Claire Deville. Celui du 13 août 1868, dont le centre d ébranlement était voisin d'Arequipa, eut une première secousse qui dura sept minutes environ ; c'est pendant cet intervalle, l'un des plus longs que l'on ait constatés pour une secousse unique, que les villes d'Arequipa, de Tacna et toutes les localités comprises entre elles furent entièrement détruites1. Le 22 octobre de la même année, San Francisco éprouva plusieurs secousses qui se succédèrent de trois quarts d'heure en trois quarts d'heure environ. La plus forte secousse, qui était la première, consista en plusieurs chocs violents dont la durée fut de quarante secondes, dont huit à dix secondes pour l'instant de la plus grande intensité. En novembre 1867, L'île Saint-Thomas ressentit de violentes secousses qui durèrent une demi-minute environ, mais le tremblement de terre continua encore pendant dix minutes.

Cette différence entre la durée des secousses ou oscillations

1. Nous verrons que le raz de marée qui suivit les secousses contribua autant, ou même plus, que ces dernières aux désastres causés par ce tremblement de terre. Il en fut de même du tremblement de terre du 9 mai 1877, et de la plupart de ceux qui ont dévasté; à des époques diverses, la région des Andes^

individuelles et celle du tremblement de terre considéré comme un phénomène collectif, se retrouve dans un grand nombre d'exemples historiques. Ainsi le fameux et terrible tremblement de terre qui ruina Lisbonne en 1755, débuta par un effroyable choc auquel, au bout de quelques secondes, succédèrent une seconde et une troisième secousse : moins de cinq minutes avaient suffi pour accomplir l'œuvre de destruction du fléau. C'est le 1er novembre que le tremblement de terre avait eu lieu ; mais les ébranlements du sol continuèrent pendant tout le mois, et le 9 décembre une secousse presque aussi violente que la première se fit sentir encore. Le tremblement de terre de Java, du 5 janvier 1699, ne comprit pas moins de 208 violentes secousses. Pendant celui du 28 octobre 1746, qui ruina Lima et plusieurs autres villes péruviennes, on compta également 200 secousses, qui se produisirent toutes dans la même journée. Du 13 au 17 août 1868, la ville de Tacna fut secouée par 180 oscillations. Le tremblement de terre qui en 1783 ravagea la Calabre, ne cessa point, pour ainsi dire, pendant toute une année; des secousses isolées, séparées par des frémissements continus, avaient lieu de temps à autre; cependant les premières étaient les plus fortes, et peu à peu elles diminuèrent d'intensité pendant que les intervalles de repos allaient eux-mêmes en croissant.

Ainsi, au point de vue de la durée, on peut distinguer dans les tremblements de terre : celle de chaque secousse ou de chaque oscillation, le plus* souvent très courte; puis celle des secousses réunies, formant le phénomène dans son ensemble. Enfin, la période d'agitation peut se prolonger en un même lieu, durer des mois et même des années, avec une continuité d'ailleurs très variable. A ce dernier point de vue, la question se trouve liée à celle de la fréquence des tremblements de terre en une même région du globe, et par suite à celle de leur répartition géographique. Nous en dirons quelques mots plus loin. Nous reviendrons de même sur un point d'un grand intérêt, nous voulons parler de la nature des mouvements qui consti-

tuent les tremblements de terre, secousses, trépidations, oscillations. Ici nous nous contenterons de dire qu'on a coutume de distinguer les secousses des oscillations ou mouvements ondulatoires. Les secousses ou mouvements de succussion, selon l'expression employée par Fuchs, sont les ébranlements du sol « qu'on ressent comme un choc perpendiculaire donné de bas en haut. Lorsque ce mouvement est fort, on croit sentir d'abord un mouvement d'élévation, puis un mouvement d'affaissement de la terre ». Ce sont ces secousses verticales qui sont de beaucoup les plus violentes et les plus redoutables. Elles indiquent, pour le lieu où elles se produisent, soit le centre d'ébranlement lui-même, soit un point voisin de ce centre. De là elles se propagent, mais en se transformant peu à peu en oscillations plus ou moins régulières, à mesure qu'elles s'éloignent du centre d'ébranlement. Dans certains tremblements de terre, il n'y a pas ou du moins l'on ne connaît pas de points où se soit produit un mouvement de succussion, et tout ce que l'on peut faire alors, c'est de distinguer, parmi les régions qui ont subi l'ébranlement, celles qui ont éprouvé les 'plus fortes ondulations, de celles qui ont éprouvé les plus faibles : les premières sont les plus voisines du point de départ ou du centre du mouvement.

Suivant leur origine, les tremblements de terre se font sentir sur une vaste étendue de pays, ou au contraire n'ont qu'une sphère d'action ou d'extension fort limitée. Les tremblements de terre d'origine volcanique sont ordinairement dans ce dernier cas. Ainsi nous avons cité (note de la page 465) le fait de secousses violentes ressenties sur le flanc nord-est de l'Etna, en janvier 1865, alors qu'elles passaient inaperçues à Catane, c'est-à-dire à quelques kilomètres de là. Les commotions constatées en juillet 1805 par Humboldt dans le sol du cratère du Vésuve, commotions légères il est vrai, dues, ainsi qu'on l'a vu plus haut, aux éjections de scories, « n'étaient nullement sensibles en dehors du cratère, dans l'Alrio del Cavallo, non plus que dans l'ermitage del Salvatore ». Quand il s'agit des

grandes secousses qui précèdent une éruption paroxysmale ou qui l'accompagnent, la surface du pays où elles se font sentir s'étend avec leur violence. Ainsi les secousses produites par l'explosion du Krakatoa ont produit, dans le détroit de la Sonde et sur le territoire de Java et de Sumatra, des vibrations que nous avons mentionnées en traitant des grandes éruptions volcaniques, et dont le rayon dépassait 150 kilomètres. Mais ce sont les tremblements de terre dont l'origine paraît étrangère à l'activité volcanique, qui se propagent ou s'étendent sur les plus grandes surfaces; et, bien que les plus formidables soient le plus souvent ceux dont le rayon est le plus grand, cependant on ne saurait dire que l'étendue de l'ébranlement soit en raison de sa violence ; de faibles secousses se font parfois sentir à des distances considérables. Citons quelques exemples de ces divers cas.

L'un des tremblements de terre qui paraissent, si l'on en croit les récits contemporains, peut-être empreints d'exagération, s'être fait sentir le plus loin, est celui de Lisbonne, en 1755. C'est sur un espace de plus de 50 millions de kilomètres carrés, environ quatre fois la superficie de l'Europe, que les secousses se seraient propagées1. Les tremblements de terre qui ravagent si fréquemment la côte occidentale de l'Amérique du Sud, s'étendent surtout du nord au sud, dans la direction de la chaîne des Andes. Celui du Chili, de novembre 1822, se propagea ainsi sur une ligne de 9000 kilomètres. Cinq ans plus tard, en novembre 1827, un tremblement de terre dont le centre d'ébranlement était dans le voisinage de Bogota, s'étendit jusqu'à Popayan, à 1480 kilomètres. D'après Otto Volger, l'aire de l'ébranlement qui eut pour centre principal, en 1855,

1. En discutant les documents contemporains, on a réduit de beaucoup l'étendue de la région ébranlée par le tremblement de terre de 1755 ; elle ne dépasserait pas 5 millions de kilomètres carrés. Mais si l'on entend par région ébranlée l'ensemble des points où la secousse s'est propagée directement ou indirectement, la première évaluation n'est peut-être pas exagérée. En effet, le raz de marée s'est fait sentir en Europe jusqu'au nord des iles Britanniques, en Danemark et en Norvège, et, à l'ouest, par delà l'Atlantique, a la Barbade, à la Martinique, où le flot, qui ne dépasse guère d'ordinaire 0"\75, s'éleva alors à 5 ou 6 mètres.

la vallée de Viège, mesurait 282000 kilomètres carrés; celle du tremblement de terre de septembre 1866 s'élevait à environ 200000. Le tremblement de terre d'octobre 1868 secoua le sol de la Californie sur une longueur de 200 kilomètres et une largeur de 150. Le violent tremblement de terre qui, le 15 et -■ le 16 août de cette même année 1868, dévasta Arequipa et tant d'autres villes situées sur le versant occidental des Andes, s'étendit au nord jusqu'à Lima, à l'est jusqu'à la Paz, au sud jusqu'à Copiapo. En octobre 1856, une secousse de tremblement de terre agita tout le sol du midi de l'Europe, depuis la Sicile et la Calabre jusqu'à la Grèce, et se fit sentir jusqu'au milieu de l'Asie Mineure, ainsi que sur les côtes de Syrie et d'Egypte.

Les causes qui favorisent la propagation des secousses ou des ondulations sismiques, ou qui s'y opposent, sont de diverses natures. Il est évident que l'intensité, toutes choses égales, doit être une condition favorable. Mais c'est surtout la nature des couches du sol, leur composition géologique qui paraît prédominante. Citons ce que dit Fuchs sur ce sujet : « Il est facile de comprendre, dit-il, que l'ébranlement s'étend de tous côtés et également, lorsque les roches sont denses et solides, et qu'il ne s'affaiblit que graduellement par la distance; dans ces cas l'extension dépend évidemment de la force de l'ébranlement primitif. Dans les masses meubles au contraire, la force de l'ébranlement se perd très rapidement.

« Lorsqu'une contrée est composée de roches de dureté et de densité différentes, et diversement groupées entre elles, le mouvement s'affaiblira chaque fois qu'il passera d'une roche à l'autre, et cet affaiblissement sera plus ou moins rapide selon la nature des roches. Ce mouvement pourra donc être ressenti avec plus ou moins d'intensité dans diverses directions et se terminer à une distance plus ou moins grande du point d'origine. Une roche divisée par de nombreuses fissures exercera une action tout à fait analogue sur le mouvement, c'est-à-dire qu'elle l'affaiblira irrégulièrement ou le divisera. Si l'on re-

marque aussi la structure géologique du sol, la direction des diverses couches, on verra que les tremblements de terre sont soumis à des influences si compliquées, que l'on ne peut pas, même lorsqu'on connaît parfaitement la structure géologique du sol, calculer à l'avance l'effet d'un tremblement de terre d'après la violence du choc primitif.

« Il existe des obstacles naturels que les tremblements de terre franchissent rarement, d'après notre expérience. Ce sont parfois de grandes vallées fluviales qui les empêchent de se propager, lorsqu'elles ne sont pas elles-mêmes centres d'action, mais le plus souvent ce sont de grandes chaînes de montagnes qui limitent leur extension. Dans ce dernier cas, le tremblement de terre ne comprend pas un cercle d'extension dirigé de tous côtés, il présente au contraire une direction allongée et parallèle à la direction de la chaîne de montagnes1. »

Les tremblements de terre des Andes, dont il a été question plus haut, sont des exemples de cette inégalité d'extension, provenant de l'obstacle naturel apporté à la propagation des secousses par la colossale barrière de la grande chaîne. Fuchs en cite quelques autres où Jes Apennins jouent un rôle semblable, par exemple le grand tremblement de terre de 1783, qui a ravagé la Calabre, sans que ses effets destructeurs s'étendissent au versant occidental des Apennins, tout le long de la péninsule italique. Cependant les chaînes de montagnes les plus élevées, les massifs les plus considérables ne forment pas toujours une protection efficace contre les secousses sismiques. Exemple, le tremblement de terre de Belluno, en juin 1875, dont les secousses, passant par-dessus les Alpes, se firent sentir jusqu'à Salzbourg, à Berne, à Munich. Aux treizième, quatorzième et dix-septième siècles, des tremblements de terre ébranlèrent de même les régions situées sur les versants nord et sud des Alpes, sans que ces montagnes servissent de rem-

part contre la propagation. Il suffit, pour se rendre compte de ces apparentes anomalies, de supposer que le centre d'ébranlement avait pour siège une région souterraine un peu étendue sous le massif même.

La vitesse de propagation, si l'on s'en rapporte aux évaluations des observateurs, varie beaucoup plus qu'il n'y aurait lieu de le croire. Mais, cela n'a rien d'étonnant, quand on songe combien il est difficile de s'assurer que les secousses dont on suit la marche successive appartiennent à un même choc physique, à une même ondulation. Yoici quelques nombres relatifs à cet élément de la propagation des tremblements de terre. J. Schmidt, en discutant le peu de renseignements exacts recueillis sur le tremblement de 1755, en a conclu une vitesse de 2425 mètres par seconde, environ les sept dixièmes de celle des vibrations sonores dans la fonte de fer. Le même savant a calculé la vitesse de propagation des ondes sismiques dans la secousse qui a ébranlé le bassin du Rhin en juillet 1846. Le résultat, 447 mètres par seconde, est plus de cinq fois moindre que dans le premier cas, surpassant à peine d'un tiers la vitesse des ondes sonores aériennes. Ch. Sainte -Claire Deville a trouvé que l'onde sismique, dans le tremblement de terre du 8 février 1843, s'est propagée avec des vitesses très différentes, selon les lieux, de 3788 mètres par seconde . entre la Pointe-à- Pitre et Cayenne, de 925 et 2566 mètres entre le même point de départ et Sainte-Croix et Saint-Thomas. Ces différences sont si fortes, que notre savant compatriote se hâtait d'ajouter : «Au reste, je n'attribue à ces évaluations qu'une valeur assez médiocre ; car, en supposant même les instants déterminés en chaque point avec toute l'exactitude désirable, comment être sûr que Ton compare bien les phases correspondantes d'un même phénomène, qui à Sainte-Croix a duré moins d'une demi-minute, et une minute trois quarts à la Dominique, où je me trouvais. » Cette réserve peut s'appliquer, croyons-nous, à la plupart des secousses de tremblement de terre. Toutefois citons encore les calculs de R. Mallet, qui donnent 250 mètres

pour la vitesse des ondes du tremblement de terre de la Cnlabrc, ceux de Volger pour celui de Viège en 1855, d'où il résulte que la secousse s'est propagée à raison de 870 mètres par seconde dans la direction de Strasbourg et de 426 mètres seulement du côté de Turin ; citons encore l'évaluation de M. Pissis pour la vitesse de transmission du tremblement de terre du 15 août 1868, transmission qui, à l'ouest, s'est faite sous la mer et dont les effets se manifestèrent sous la forme d'une vague immense tout le long de la côte du Pacifique. Les observations prouvèrent que l'onde s'était propagée sur un espace de plus de 24 degrés. « Si l'on considère Arica, dit ce savant, comme le point de départ des ondes, il en résulte qu'elles se sont transmises en cinq heures de ce point au port de Coral et qu'elles ont parcouru dans ce temps un espace de 2577 kilomètres, ce qui correspond à une vitesse de 474 kilomètres par heure1. » Ce nombre équivaut à 152 mètres par seconde seulement; il est, comme on voit, le plus faible de tous ceux que nous avons cités plus haut, étant inférieur aux deux cinquièmes de la vitesse des ondes sonores dans l'air.