Le bassin parisien

On comprend sous cette dénomination, assurément impropre mais fixée par un long usage, un ensemble de territoires figurant autour de Paris une série d'auréoles sédimentaires, secondaires et tertiaires, plus ou moins régulières, et dont les couches superficielles, formant des cuvettes concentriques, sont d'autant plus jeunes qu'on se rapproche davantage du centre. On leur adjoint jusqu'à la Charente le détroit poitevin, entre la Vendée et le massif central français, et on les limite à TEst à la Saône, aux Vosges, aux Ardennes et au bord du bassin houiller franco-belge jusqu'à Boulogne. Cet ensemble est donc bien naturel, puisqu'il renferme les régions sédimentaires postérieures aux temps primaires et qui ont échappé aux mouvements pyrénéens et alpins de l'époque tertiaire.

Relativement à la séismicité générale de la France, le détroit poitevin est assez instable. C'est un ensellement résultant de l'affaissement de l'ancienne pénéplaine hercynienne entre les horsts de la Vendée et du Limousin avec pentes latérales remontant vers l'un et l'autre et déclivité transversale vers la Charente et la Loire. Les sédiments secondaires sont affectés de plis hercyniens posthumes, souvent rompus en failles autour d'ilôts jurassiques, ou même de lambeaux plus anciens, et leur direction S. E.-N. W. les rattache aux plis vendéens. Gomme plis et séismes s'arrêtent au S. E contre le massif central stable, les premiers paraissent bien donner naissance aux seconds.

La Charente forme à peu près la limite entre le Jurassique du Nord et le Crétacé du Sud, entre les plissements hercyniens du Poitou et pyrénéens du Périgord. C'est donc une limite judicieusement choisie. A vrai dire, un de ces derniers plis franchit le fleuve à Angoulême, mais comme sa partie méridionale est aussi stable que ses pareils, ce foyer d'ébranlement ne peut lui être attribué. Ce sont donc bien les plissements hercyniens qui jouent ici le rôle séismogénique et

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continuent la région vendéenne d'instabilité. L'île d'Oléron est aussi affectée d'un plissement aquitanien, mais elle appartient nettement au centre séismique de la Rochelle, qui dépend des plissements hercyniens.

La région pénéséismique poitevine s^étend, en augmentant de stabilité, jusque vers Tlndre, d'Azay à Châtellerault et à La Châtre. Elle se soude ensuite à celle d'Angers par Saumur, Poincé etLouerre, de sorte qu'on peut lui assigner la même origine. Il faut maintenant aller loin dans l'Est pour rencontrer un district quelque peu exposé aux tremblements de terre; c'est celui compris entre Arnay-le- Duc, Dijon, Dampicrre-sur-Vingeanne, Bourbonne-les-Bains et Saint- Blin, c'est-à-dire h cheval sur la ligne de partage des eaux entre la Seine et la Saône ; on peut en signaler en passant la parfaite stabilité des champs de fracture du Sancerrois, du Nivernais et du Bourbonnais. On voit aussi que si la chute en échelons de la Côte-d'Or par failles successives sur la vallée de la Saône n'a pas laissé de traces de mobilité sous forme de séismes, c'est probablement qu'elles sont trop anciennes puisqu'elles n'ont pas affecté le Tertiaire supérieur.

Ce nouveau district séismique est caractérisé par les très nombreuses secousses et détonations relatées à Bourbonne-les-Bains en avril et mai 1861 \ avec quelques chocs consécutifs jusqu'en août 1862. Le régime thermal a été momentanément troublé, et un affaissement aurait même été observé à un kilomètre et demi, près de la route de Neuchâteau. Les plus fortes secousses, celles du 19 et du 22 avril, sont restées locales et n'ont pas ébranlé plus de 330 kilomètres carrés. On est donc fondé à les attribuer aux dislocations des vallées de l'Apance et de son aflluent le ruisseau de Borne, avec lesquelles l'appareil thermal est en relation directe. Les autres centres d'ébranlement à l'ouest de Bourbonne sont peut-être en relation avec les affaissements locaux de la façade jurassique moyenne et supérieure, à la faveur desquels le plateau de Langres tombe sur la vallée de la Saône et qui ont facihté, comme l'a montré Barré ', l'allure conquérante du Salon, de la Vingeanne et de la Tille, poussant leurs têtes sur le versant occidental par déplacement de la ligne de faîte physique.

Poussant toujours vers l'Est, on rencontre le district séismique de Plombières et Remiremont, ou de la Haute-Moselle, avec affaiblisse-

* Cabrol et Tamisier. Relation des tremblements de terre ressentis à, Bourbonne-les- Bains (Haute-Marne), du 26 mars au 25 mai 1861 (Ann. Soc. met. de France, IV, 143,

* L'archileclure du sol de la France. Essai de géographie tectonique (Paris, 1903).

ment progressif vers le Nord jusqu'à Nancy et Metz même. Cette région, d'ailleurs peu instable, s'étend vers les Vosges à Saint-Dié et Gérardmer. Elle fait donc le pendant 1res réduit de celle de la plaine alsacienne, dont elle est symétrique par rapport au massif des Vosges cristallines. Or, de part et d'autre de ce massif, les sédiments secondaires sont tombés par paquets successifs, séparés par des failles longitudinales. On verra plus loin comment cette disposition explique l'instabilité de la plaine rhénane, et cette explication reste valable de ce côté des Vosges, avec cette restriction que la chute beaucoup plus accentuée à l'Est a, de ce même côté, déterminé aussi une instabilité beaucoup plus grande, de telle sorte que la loi de la séismicité croissante avec la raideur des pentes trouve là, non seulement une confirmation, mais aussi une justification en rapport avec l'amplitude des déplacements verticaux.

En ce qui concerne Bourbonne-les-Bains et Remiremont, une remarque s'impose. Ces deux districts séismiques sont séparés par la vallée du Coney, et en outre le premier correspond à TApance et à l'Amance. Or, tous ces affluents de la Haute-Saône forment le réseau hydrographique d'une dépression due à un affaissement tertiaire, et, justement, ce mouvement a atteint son maximum dans la vallée intermédiaire du Coney. Les séismes de ces deux régions ne représenteraient-ils pas, dès lors, un reste de vitalité de ce mouvement? Au contraire Textrémité occidentale du district de Bourbonne s'étend, jusqu'à Dompierre-sur-Vingeanne, sur un compartiment relevé comprenant les têtes de TAmance, du Salon et de la Vingeanne. Que ces mouvements en sens contraires jouent encore un rôle séismogénique c'est là une question réservée aux études des séismologues de l'avenir.

Un très petit groupe d'épicentres autour de Soissons n'a pas de signification géologique déterminée.

Deux autres foyers très secondaires correspondent respectivement à la rive gauche de l'embouchure de la Somme et à la rive droite de celle de la Seine, ce dernier le plus notable. Ces deux thalwegs parallèles et importants coïncident avec deux brusques changements de direction de la côte, indice de vicissitudes considérables qui laissent cependant planer une grande indécision sur les causes séismogéniques à invoquer. A noter en passant qu'un célèbre accident du voisinage, la boutonnière du pays de Bray, est dénué de toute mobilité. Deux tremblements de terre ayant ébranlé ces parages maritimes sont restés célèbres, ceux du 6 avril 1580, fort sévère, et celui de septembre 1671, le premier surtout, à cause d'une

Ds HoRTiMi». — Treroblemenlt de terre. 5

66 GÉOGRAPHIE SÉISMOLOGIQUE

intensité vraiment anormale en France. lia ont agité de longues étendues de côtes, le premier plus encore que le second, de sorte qu'on peut supposer leur origine sous la Manche, mais dans une position indéterminable faute de renseignements suffisants. Il se pourrait même que les secousses mentionnées près de Testuaire de la Somme dépendissent en réalité de la région pénéséismique du bassin houiller franco-belge ^ Les plissements hercyniens pourraient jouer ici le môme rôle que plus au Nord. Simple suggestion provisoire qu'il appartiendra à l'avenir de confirmer ou non.

On rencontre enfin quelques épicentres dans l'ouest du Calvados et autour de Caen. Il s'agit là de la bordure orientale de la région pénéséismique armoricaine. On peut donc provisoirement invoquer aussi les plissements hercyniens, et la présence de petits bassina houillers n'est pas pour diminuer la probabilité de cette hypothèse.

Le reste du bassin parisien est extrêmement stable et il n'y a pas lieu de s'arrêter aux six secousses connues pour Paris, et dont Torigine vraie doit être considérée comme inconnue. Il y a plutôt lieu de s'étonner qu'en raison même de Tancienneté de cette capitale, il n'en ait pas été mentionné davantage. Ce nombre prouve à lui seul l'aséismicité de cette partie du bassin. Trois séismes de Sainte-Colombe dans l'Yonne n'ont pas plus de signification.

L'aséismilâ du bassin parisien doit attirer Tattention, car elle semble en contradiction avec des mouvements séculaires d'ensemble, attribués, d'après certains travaux, à une surface notable du territoire de la France, et dont cette région fait partie.

En 1888, le colonel Goulier a, dans une notice publiée par la commission centrale du nivellement de la France (Min. des Travaux Publ. Lois provisoires de rabaissement cTune portion du soi de la France)^ comparé les résultats du nivellement général, dit de Bourdaloue (1857-1863), avec ceux du nivellement de précision commencé en 1884, et cela, plus spécialement, pour une bande comprise entre Marseille et Lille. Il a trouvé que l'écart des deux séries d'observations augmente régulièrement du Sud au Nord, pour atteindre 0,78 m. à Lille, et que les courbes d'égale discordance manifestent un basculement autour d'une courbe fixe, ou neutre, passant près de Marseille, Cette et Cahors. Cette thèse n'a point été acceptée à la Société géologique de France, où l'on a fait valoir la petitesse de la perturbation totale et la possibilité qu'elle dérive seulement d'erreurs

* A Saîgnevilie, à an petit nombre de kilomètres de rembouchnre, des sondages s'effectnent en ce moment même, et apparemment arec succès, poor retrourer les eoaches de hmillle.

L'EUROPE MOTENNE DE L'ATLANTIQUE A LA 8ILÉSIE 67

systématiques. Yan den Broeck ' a repris la question, et il est arrivé aux conclusions suivantes : <c La constitution géologique de la région étudiée montre, au premier coup d'oeil, une remarquable corrélation, non seulement avec la forme serpentante et sinueuse du thalweg de l'immense vallée d'effondrement séculaire constaté entre Marseille et Lille, mais encore avec toutes les prétendues irrégularités et les traits caractéristiques de la disposition des courbes tracées le long et sur les deux côtés de ce thalweg d'affaissement, et cela sans exception. Il ressort clairement de cette juxtaposition que les massifs des chaînes de roclios cristallines, surtout les plus anciennes, forment comme des horsts, ou butoirs, contrariant le phénomène d'affaissement et le faisant géographâquement évoluer, par contournement de ces massifs, entre lesquels les dépôts plus ou moins meuiiles des terrains secondaires et tertiaires ont subi l'affaissement si clairement dénoté par les courbes du colonel Goulier. Il ressort aussi que cet affaissement des dépôts secondaires et tertiaires paraît causé non seulement par an simple affaissement ou tassement de ces dépôts, relativement peu dnrcis et cohérents, mais par le rapprochement des massifs cristallins, ou butoirs, entre lesquels ils sont enclavés. »

Sans qu'il soit nécessaire d'entrer davantage dans le détail des observations de Yan den Broeck, il a paru intéressant de rechercher si la courbe, en forme de thalweg, autour de laquelle les courbes d'égale discordance entre les deux mveUements se retournent, présente avec la distribution des épicentres, entre la Méditerranée et la Manche, la corrélation que les conclusions, précédemment rappelées, semblent appeler nécessairement. Or il n'en est rien, le thalweg est absolument indépendant des régions à tremblements de terre, qu'il évite même de la plus complète façon. De la sorte, le groupement des épicentres n'apporte aucun appui à la réalité des observations du colonel Goulier, et il montre l'indépendance des bradiséismes et des séismes, à supposer réelle l'existence des premiers phénomènes, que cette indépendance même tend à faire, à elle seule, révoquer en doute.

o. — Nord de la France^ Belgique et Hollande, TVestplialie

et plateau rhénan.

Cette vaste région a pour limite méridionale le bord sud du

* Affaissement du sol de la France. PreuTes géologiqves à l'appui du obioiraticms du colonel Goulier (Pr, V, soc. belge de géol, paléont. et hydroL, V, 13, 1891).

GÉOGRAPHIE 6ÉISM0L0GIQUE

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massif primaire ardennais, c'est-à-dire TOldenburgische Wald, ligne S. W.-N. E. qui renconlre le Rhin à son coude de Bingen. Puis, dans cette même direction, elle suit la crête du Taunus en la laissant au Sud, ce qui met en dehors un léger fragment du massif primaire pour atteindre le pied du Yogelsgebirge et du Rhôngebirge, en passant entre les sources de la Fulda et de la Werra au Nord et celles de deux affluents du Main au Sud : la Kinzi^ et la Saale ; la Werra et la Weser forment la frontière orientale jusqu'à Minden, ville à partir de laquelle une ligne Osnabruck-Zwolle sert de limite septentrionale. La Sarre en aval de Sarrelouis, puis la Moselle en amont du confluent de la première jusqu'à Remich, la frontière française jusqu'à Hirson, et enfin une ligne en prolongement de la Canche terminent à Boulogne le périmètre continental de la région.

Un tel ensemble est naturellement constitué, puisqu'il comprend le massif dévonien de la Belgique et du Nord-Ouest de l'Allemagne, la traînée carbonifère qui le borde au Nord et les terrains tertiaires ou quaternaires correspondants jusqu'à la mer du Nord. Des considérations plus artificielles relatives à l'exposition du sujet ont fait exclure de la région, vers l'est et le sud, les masses permiennes et triasiques de l'Allemagne centrale. A Textrême Ouest, nous avons choisi comme limite, avec le bassin parisien, la Canche, dont le choix n'est arbitraire qu'en apparence. En effet, si on englobe les collines de l'Artois qui, avec leur couverture crétacée et tertiaire, appartiennent en réalité au bassin de Paris, du moins reste-t-on dans la vérité géologique puisque l'on fait embrasser à la région les lambeaux de Garboniférien et de Primaire prolongeant le bassin franco-belge jusqu'à la Manche vers Boulogne.

Les terrains tertiaires et quaternaires des Flandres et du Brabant tant belge que néerlandais, ne sont pas à l'abri de toutes secousses séismiques, et, en particulier, Malines pourrait bien avoir été l'épicentre d'un important tremblement de terre, celui du 18 septembre 1692. Tout d'abord, en rejetant à l'exemple de Lancaster S et sans discussion, plusieurs séismes soi-disant désastreux qui auraient éprouvé la Belgique dans le haut moyen âge, en tenant compte de l'exagération de chroniqueurs crédules et ignorants, comme le démontrent les détails fantaisistes dont ils agrémentent leurs récits, puis admettant comme très probable qu'une importante proportion des secousses signalées dans les principales villes venaient du bassin houiller franco-belge dont la séismicité est notoire, il ne restera que

* Les tremblements de terre eu Belgique (Ann. météorologique pour 1901, Bruxelles).

10 GÉOGRAPHIE SÉISMQLOGIQUE

peu de seGaufoes véritablement propres aux surfaces tertiaires ou quaternaires en question. Le tremblement de ten^e du 17 mars 1883, dont le centre géographique d'ébranlement se trouvait entre le Zuyderzee et le Ddep, peutrètre vers Mijdrecht, a secoué Amsterdam, Haarlem, Leyde et Utrecht. D'après Figuier ^, Amersfoordt Ta attribué au déplacement des sables et des boues pour le dessèchement du lac de Haarlem, et Winkler à un éboulement dans les couches tertiaires sur lesquelles reposent çk et là les terrains alluviaux et diluviens de la Hollande. La première explication nous semble faire appel à une bien faible cause pour un séisme aussi étendu, et la seconde ne repose sur aucune observation directe. Il paraît donc difficile de les admettre Tune ou Tautre pour les quelques secousses connues de la Hollande méridionale ; on ne peut non plus les mettre en relation avec les mouvements très superficiels du sol qui, à tant de reprises, ont facilité dans les temps historiques Tempiètement ouTirruption de la mer sur une côte pour ainsi dire artificielle, et conquise par l'homme sur le domaine maritime. Du reste, une telle origine devrait rester valable pour la Frise, territoire d'une aséismicité absolue. Nous préférons penser que, puisque le substratum ancien affleure en plusieurs points du Hainaut belge et n'est jamais bien profondément enfoui dans le Hainaut français, les séismes en question relèvent de la même cause que ceux du bassin houiller. Les hypocentres de la zone tertiaire des Pays*Bas ne feraient ainsi que prolonger souterrainement la région pénéséismique dudit bassin, masqué à la surface par la couverture sédimentaire plus récente. Si des observations ulbérieures venaient à infirmer cette opinion, il resterait peut-être à invoquer les mouvements d'exhaussement, non encore totalement éteints, à la faveur desquels la Lys et l'Escaut supérieur, qui, à l'époque pléistocène si rapprochée de la nôtre, se jetaient séparément dans un golfe profondément ouvert dans le sol belge, se sont réunis pour couler ensemble et déboucher beaucoup plus loin dans l'estuaire actuel ; on pourrait aussi s'adresser au mouvement de bascule du substratum hercynien dans le Hainaut, important facteur de la disposition actuelle du réseau hydrographique. On ne saurait non plus passer sous silence que Yan den Broeck ', dans une discussion relative à une faille supposée correspondre à la vallée do la Senne, a émis l'opinion qu'un argument secondaire en faveur de l'existence de cet accident résulte de la simultanéité d'assez nombreux tremble-

* Vannée scientifique, 1883, 263.

' Pr. V, Soe, belge dtgéoL.paléonL et hydrol. (Séance da 17 mai 1904, p. 104).

ments de terre, constatés le long de la ligne Bruxelles*MaIines- Anvers.

La séismologie pent quelquefois apporter son contingent de lumière, en tout cas d'arguments, dans les questions géologiques controversées. On vient d'en voir un exemple et on peut en donner un second. On ne connaît aucun séisme propre à la Gampine, et ce serait fort étrange si la théorie de Simoens ^, relative à sa géologie, est exacte. Ce savant pense en effet qu'il s^agit là d'une aire d'affaissement limitée par des failles^ et qui n'aurait pas cessé de s'effondrer depuis le Rouiller jusqu'à notre époque. S'il en était ainsi, la Cam* pine ne serait pas aussi franchement aséismique.

De Béthune à Dortmund et un peu au delà, le bassin houiller franco-belge-westphalien dessine sur la carte une longue bande d'abord presque W. E., et ne se relevant vers le N. B. qu'à son extrémité orientale, où elle subit, mais en surface seulement, une large interruption — le golfe quaternaire et tertiaire de Bonn. Elle jalonne ainsi le bord septentrional du massif primaire ardennais et riiénan, de part et d'autre du Rhin. C'est depuis Boulogne l'emplacement du détroit, ou du géosynclinal, franco- westphalien, où se sont déposées, puis plissées, les couches de houille.

La bande houillère est assez riche en épicentres sur toute sa longueur, et a été parfois ébranlée par de sévères tremblements de terre. On va l'étudier en partant de son extrémité méridionale.

Dans le bassin du Douaisis, ces séismes sont généralement attribués à des effondrements ou à des tassements dans les galeries anciennes abandonnées. Cette opinion est contredite par les études classiques de Jicinski*. Il a montré par de nombreuses observations que les mouvements du sol, résultant de l'exploitation des mines, sont des phénomènes d'une extrême lenteur, exigeant plusieurs années pour se parfaire complètement, ce qui exclut, d'après* le mode même de leur formation, toute possibilité de secousses brusques^ séismiques en un mot. Les chocs du Douaisis ont le plus souvent un caractère très local et ceux du 12 septembre 1888 et du 9 décembre 1892, à Sin-le-Noble, ont été, dit-on, accompagnés d'affaissements d'immeubles. Si donc l'on se reporte aux études précédemment rappelées, au lieu de voir dans ce dernier fait une conCrmation de l'opinion courante, il faudra plutôt considérer l'affaissement comme une conséquence du séisme que comme

* Quelques réflexions sur l'allure du primaire du bassin houiller Campinoia (Pr. V. Soc belge de géol., paléont. et hydrol. Séance du 30 juin 1903, p. 331).

* Bodensenkungen durch den Bergbau (Die ErdbebenwarU, U, 85, Laibach, 190S).

72 GÉOGRAPHIE SÉISMOLOGIQUE

son origine. Par contre, la secousse du 2 septembre 1896 s'est étendue d'Ârras à Douai sur la distance» considérable en l'espèce, de 27 kilomètres, qui exclut toute possibilité de leur production par tassement d'anciennes galeries. On dit aussi en faveur de cette explication que ces séismes sont ressentis surtout à la surface, et . non dans les galeries actuellement en exploitation, lesquelles sont au-dessous des anciennes, siège supposé des mouvements. Or, c'est là un phénomène très général, résultant de ce que, dans l'inlérieur de l'écorce terrestre, les vibrations séismiques se communiquent de proche en proche aux molécules voisines, au sein d'un milieu dense et cohérent, tandis qu'à la surface même elles passent dans un milieu où ces résistances au mouvement diminuent dans de grandes proportions, de sorte que l'amplitude s'en trouve considérablement accrue ; dès lors non perceptibles à une certaine profondeur, elles le deviennent à la surface, soit aux sens de l'observateur, soit aux intruments enregistreurs. Gomme dernière et, nous semble-t-il, puissante objection contre l'influence séismogénique du déhouillement, nous rappellerons la parfaite aséismicité du bassin houiller de Sainl-Ëtienno, alors que les tassements des anciennes galeries sont tellement habituels et conformes à l'étude de Jicinski, que l'on a dû bâtir la gare de cette ville au moyen de briques supportées par une ossature métallique, et que de temps à autre on relève l'édiGce au moyen de vérins, placés à demeure, lorsque les dérangements d'aplomb deviennent trop dangereux pour l'édifice.

Ce n'est point de parti pris que nous rejetons, d'une façon générale, le déhouillement comme cause de séismes. Cette explication a été vivement combattue par Cornet ^ à propos des secousses d'Havre, près de Mons, en 1887 et en 1896, et aussi par de Munck', qui cite à l'appui de sa négation des cas d'affaissements dans les exploitations houillères qui, malgré leur importance, se produisirent lentement et sans aucune secousse séismique. Ces deux observateurs reconnaissent un caractère nettement tectonique à ces tremblements de terre, et à propos de celui de la vallée de la Scarpe du 2 septembre 1896, le premier de ces géologues dit expressément que grâce à la tendance générale au ridement, les plis des terrains primaires peuvent s'accentuer et que les failles peuvent jouer, — dans de faibles limites, il est vrai, — comme jouent les joints d'un meuble qui craque. La ville de Douai, où les secousses ont été si

' Bull. soc. belge de giol.^ paléont. et hydrol., t. X, 131.

* I«e8 tremblements do terre d'Uavré (ilainaut) (Ibid.^ l, 177, 1887).

violenteSy se trouve précisément au voisinage de la grande faille du Midi.

Certains observateurs, comme GhesneauS ont cru pouvoir établir une relation entre les variations de la pression atmosphérique, les coups de grisou et les mouvements séismiques. Tout ce que Ton peut concéder, et avec la plus grande réserve, c'est une relation avec les mouvements tromométriques, ou microséismiques, mais non avec les véritables macroséismes. C'est tellement vrai que les mines si grisouteuses du bassin de la Loire font partie d'une région tout à fait aséismique. Au surplus, le silence de la commission spéciale, instituée en 1900 parla Société belge de géologie, paléontologie et hydrologie, prouve à lui seul Tinsuccës de recherches qui ne peuvent donc permettre d'attribuer cette origine aux secousses des bassins houillers franco-belges.

L'uniformité de la répartition do l'instabilité séismique tout le long de la bande carboniféricnne conduit à rechercher une cause générale pour les secousses qui l'agitent. On a vu plus haut que Cornet a mis en avant la grande faille dite du Midi, qui s'étend de Boulogne à Charleroi. Cette opinion, partagée par beaucoup d'auteurs, est cependant inadmissible, parce que ses deux extrémités sont nettement aséismiques à Boulogne et à Charleroi. Comme, d'autre part, la faille, dite eifélienne du pays de Liège, a été longtemps confondue avec la précédente comme ne formant à elles deux qu'un seul et même accident, il est de toute logique de lui appliquer la même conclusion négative, si l'on veut se tenir à la prudence imposée en de telles matières. La cause générale d'instabilité de la bande houillère réside donc ailleurs, et on ne saurait l'attribuer à autre chose qu'à la persistance prolongée de la poussée de plissement qui a renversé le Condroz vers le Nord, en donnant lieu aux deux grandes failles comme conséquences immédiates, mais sans que ces deux accidents aient pour cela conservé un reste de mobilité. Cette conclusion est d'autant plus vraisemblable que ces deux dislocations n'ont pas rejoué à des époques posthumes en affectant les couches postérieures. Elles sont donc, géologiquement et séismiquement, éteintes depuis leur formation. D'après Marcel Bertrand, les mouvements hercyniens se sont perpétués pendant longtemps, et le ridement du Hunsruck est plus ancien que celui du Hainaut. Les dislocations se sont ainsi propagées du centre de la chaîne primaire à la périphérie, et dans ces conditions il est parfaitement admissible

' De rinflnence des mouvements du sol et des vnrialions de la pression atmosphérique sur les dégagements de grisou (Ann. des Mines, Mai-Juin, 1888).

74 GÉOGRAPHIE SÉISHOLOGIQUE

que rinstabilité se soit finalement réfugiée au Nord, en laissant stables non seulement tout le massif ardennais-rhénan^ mais aussi le bassin houiller de la Sarre et le Condroz lui-même» ainsi que le bassin houiller si récemment découvert dans le département de Meurthe-et-Moselle ^

Au sud de l'extrémité orientale du bassin franco-belge se rencontre un assez important foyer d'ébranlement, s'étendant de Theux à Spa et Stavelot. S'il est vraiment autonome, qu'il suffise de rappeler qu'il s'agit là d'un paquet de couches dévoniennes affaissé entre des failles N et N. W.

C'est à partir de Liège que la bande houillère commence à s'iniléchir au N. E., et c'est cette portion du bassin qui renferme les épicentres de beaucoup les plus remarquables, Maestricht et Aix-la-Cha^ pelle, tant par le nombre des séismes qui y ont été relatés, que par leur intensité, d'ailleurs souvent aggravée par l'assiette des constructions sur des sols insuffisamment résistants, ou en des situations topographiques défavorables quant à la propagation du mouvement séismique. Sieberg' a fait l'histoire des tremblements de terre d'Aixla-Chapelle, dont l'importance comme épicentre doit être, ainsi que celle de Maestricht, restituée à Herzogenrath, ou Rolduc. Les grandes secousses d'octobre 1873 et de juillet 1877 ont été attribuées par Yon Lasaulx ' à la faille de Feldbiss. Cornet admet que cette dislocation a joué légèrement lors de ces secousses, et que prenant naissance bien au-dessous du Primaire, dans l'Archéen sous-jacent, c'est dans ce dernier terrain qu'il faut supposer Torigine des séismes. Mais cette suggestion repose sur la détermination de la profondeur de l'hypocentre, — 27*",5, — et l'on sait combien ces calculs sont sujets à suspicion. Suess fait de ces secousses des séismes par décrochement, tout comme ceux des Alpes.

La faille du Feldbiss, d'environ 12 kilomètres de long, se trouve au nord d'Aix-la-Chapelle, et coupe la vallée de la Wurm presque perpendiculairement aux couches houillères. Elle se décompose en quatre failles secondaires, dont la plus occidentale est double, Feldbiss et Miînstergewand. La plus orientale est celle du Sandgewand. Toutes regardent au N. E. et ce sont les compartiments orientaux qui se sont abaissés. Le rejet, de 167 mètres à la surface au-dessus de la mine de

« C. fl. Ac. Se. Paris, CXL, 893, 896. 998, 1905.

* Einiges ûber Erdbeben in Aachen und Umgebung (Die Erdbebenwarte, II, 129 et 182. Laibach, 1903).

* Das Erdbeben von Herzogenrath am 22 October 1873. Ein Beitrag zur exakten Géologie (Bonn, 1874). — Id. Das Erdbeben von Herzogenrath am 24 Juni 1877. Eine seiamo logische Sludie (Bonn, 1878).

Gouley, de 218 en son fond à 983 mètres plus bas, de 125 mètres à la Kônigsgrube, atteint au total au moins 400 mètres pour les terrasses résultantes que Ton verrait se succéder en escaliers vers le N. E. si la dénudation n'avait parfait son œuvre. Cette dénivellation atteint touies les couches exploitées jusqu'à près de 1 000 mètreSy et s'étend certainement beaucoup plus profondément. D'autres accidents, subordonnés et de même direction^ se retrouvent jusque dans le Limbourg hollandais à la mine An de Yinck. Von Lasaulx a conclu de ses études sur les tremblements de terre de 1873 et de 1877 qu'ils étaient à tous les points de vue, — tracé des isoséistes, aire pléistoséiste, direction des ébranlements locaux, angles d'émergence du mouvement séismiquo, etc., — en dépendance directe de la dislocation du Feldbiss, et la conséquence de cause à effet a été depuis acceptée par tous les séismologues. Maestricht et Aix-la-Chapelle ne sont donc que des épicentres apparents, conclujiion qu'il faut étendre à Folx-les-Caves pour ses secousses de 1756. Cette instabilité séismique du Feldbiss est très concevable, depuis que Jacob * a montré que la chute des paquets carbonifériens, si elle a commencé trèa anciennement, ne s'en est pas moins prolongée, par à-coups successifs, jusqu'au Miocène, au moins après le dépôt des lignites.

Fouqué' a fait des objections à la manière de voir de von Lasaulx. Il observe que les séismes de 1873 et de 1877, ayant eu leurs axes perpendiculaires entre eux, ne peuvent dépendre des mêmes accidents tectoniques. Mais le savant géologue atténue lui-même la difficulté, la présence de fentes transversales à la direction des couches houillères n'empêchant pas, d'une façon absolue^ dit-il, la plus facile propagation du mouvement dans la direction d'une bande de terrain (cas de 1877), et suffisant aussi dans d'autres conditions (cas de 1873) à expliquer comment le mouvement se transmet plus aisément en travers de l'alignement des couches. Il pense, au contraire^ qu'une difficulté plus grande résulte de l'existence d'un triple, et non plus double système de dislocations qui se croisent, d'après Hofer, sous des angles aigus aux environs d'Aix-la-Chapelle. Ces circonstances nous paraissent de nature à justifier bien des variétés de formes des aires pléistoséistes, suivant la position du foyer d'ébranlement par rapport à ces accidents multiples, et qu'expliquent, même avec une même origine tectonique, des phénomènes subsidiaires de propagation.

* Les failles de la partie orientale du bassin d'Aix-la-Chapelle et la détermination de leur âge {Pr. V. Soc. belge de géol. paléont. et hydrol., séance du 20 janvier 1903, 58).

' Las tremblements de terre {Bibl. scientif. contetnp., Paris, iSBS, p. 194).

76 6É0GRAPHI(£ SÉISMOLOGIQUE

On ne saurait accepter Topinion partagée par beaucoup, Sieberg (/. c.» 188) en particulier, malgré l'autorité qui s'attache au nom de ce séismologue, que les tremblements de terre d'Herzogenrath, Aix-la- Chapelle et Maestricht, ne seraient pas tous imputables au Feldbiss, mais seraient de caractère volcanique et proviendraient de TEifel. C'est qu'en dépit de son activité tardivehient éteinte et contemporaine de celle de l'Auvergne, l'Ëifel est une des parties les plus stables de tout le massif ardennais. Privé de secousses lui-même, il ne peut en propager dans son voisinage immédiat, k plus forte raison à 100 kilomètres de distance. Cette opinion est donc tout à fait inadmissible et von Lasaulx l'a formellement condamnée.

Le bassin houiller disparait ensuite jusqu'au Rhin, sous la couverture tertiaire du golfe de Bonn, mais l'instabilité le suit jusque-là, avec une certaine diminution toutefois. Or cette lacune superGcielle du bassin correspond, d'après Suess, à une sigmoïde, ou plissement en S, s'étendant entre Aix-la-Chapelle et Diisseldorf ; sa présence peut rendre compte de la séismicité observée, qui diminue progressivement de l'autre côté du Rhin pour s'évanouir en même temps que les couches carbonifériennes, observation bien suggestive et favorable à l'attribution aux plissements hercyniens des secousses qui se font sentir de Bétliune à Dortmund.

Un très récent travail, surtout historique, de YilletteS vient de conGrmer pleinement le repos séismique dont jouit le massif ardennais, rarement ébranlé par des secousses d'origine extérieure.

Il ne reste plus qu'à parler de la vallée du Rhin entre Bonn et Bingen. Cette profonde entaille en travers de la pénéplaine dévonienne rhénane est jalonnée d'épicentres nombreux, de Bingen à Coblentz et à Bonn, ces villes importantes ayant enregistré à tort pour elles-mêmes nombre de séismes, non signalés en d'autres points, sans qu'il y ait pour cela probabilité que la vallée soit plus stable ailleurs. On dirait d'une grande fracture séismiquement instable, sur tout le long de son parcours, et continuant à jouer. Malheureusement pour la simplicité de l'explication, il n'en est rien, la cluse, où coule le Rhin, ayant été creusée par ce fleuve comme l'aurait fait une scie sous laquelle la pièce de bois — ici le massif rhénan — se serait exhaussée graduellement. De Lapparent a fait observer que les terrasses rocheuses, et les revêtements de cailloux roulés, montrent que le bloc schisteux s'est déformé en se relevant. Si ces mouvements jouaient un rôle séismogénique, les épicentres

* Les tremblement» de terre dans le» Ardenne» et les régions voisines (Sedan, 1905).

ne seraient pas exclusivement restreints aux deux rives et à leur voisinage immédiat. Il faut donc leur chercher une autre origine, encore indéterminée. On se contentera d'observer que ces secousses affectent le plus souvent des aires allongées le long du fleuve.

Le grand champ de fractures qui de l'Ardenne se prolonge jusqu'à Nuremberg, bien au delà de la région ici étudiée, ne cause d'instabilité nulle part, et les districts volcaniques de l'Eifel, du Siebengebirge, du Riiôn et du Yogelsberg, ignorent presque complètement les séismes.