La Grèce

La Grèce, dépendance méridionale de la presqu'île balkanique, est un des pays du monde les mieux connus au point de vue séismique, car ses annales historiques datent d'une haute antiquité, et ont fourni abondante matière aux grands catalogues de Perrey et de Julius Schmidt; ce dernier y a entretenu de 1860 à 1878 de nombreux correspondants. De 1825 jusqu'à nos jours, D. G. et B. A. Barbiani', de Biasi et Margaris ont poursuivi à Zante une série d'observations, interrompue seulement de 1869 à 1888, et il n'est pas de localité qui on présente une aussi étendue. Eginitis enfin *, directeur de l'Observatoire d'Athènes, a institué depuis 1893 un service public d'informations séismiques répandu sur toute la surface du pays et assuré par le concours des instituteurs et employés des postes et télégraphes. La répartition des tremblements de terre est ainsi connue avec une précision qui ne le cède en rien à celle d'aucun pays du monde. L'instabilité est considérable, et sans compter que depuis l'antiquité on est bien renseigné sur un grand nombre de désastres, la fréquence séismique annuelle moyenne n'est pas inférieure à 273 secousses, chiffre hors de proportion avec l'exiguïté du territoire.

Grâce à l'expédition scientifique française de 1829 à 1831 ' et surtout aux voyages et aux travaux de Philippson *, pour ne citer que les recherches fondamentales d'ensemble, on commence à se

* Mémoire sur les tremblements de terre dans Ttle de Zante (jusqu'à 1863) avec une introduction par Al. Perrey (Afem. Ac. Dijon, XI, 1, 1863).

* Liste dos tremblements de terre observés en Grèce durant les années 1893 à 1898 et 1899 {Afin. obs. nat. d'Alfiènes, II, 189, 1900) ; Id. III, 336, 1901).

' Expédition scientifique de Morée. Travaux de ta section des sciences physiques (II, Paris, 1835).

* Der Peloppones. Versuch einer Landeskunde auf geologischer Grundlage, N&ch Ergebnissen cigener Roisen (Berlin, 1892).

rendre compte assez clairement des principales vicissitudes géologiques qui, à répoque tertiaire^ ont finalement doté la Grëce de sa configuration actuelle : leur grandeur et leur complexité justifient une instabilité qui a fait des pays helléniques une région tout aussi classique au point de vue des tremblements de terre qu'à ceux de Tart et de la littérature. D'ailleurs tous les monuments, malgré l'excellence et le fini de leur construction, portent autant la trace des phénomènes séismiques que des déprédations barbares et turques. Non seulement à l'époque tertiaire, mais môme à Tépoque pléistocëne, la géographie de la Grèce a subi des changements tellement considérables que sa séismieité n'a rien qui puisse surprendre. On va rapidement esquisser tout d'abord ces vicissitudes, en suivant le plus souvent les vues de Philippson, assez généralement acceptées.

L'âge des plus anciennes formations n'a pu encore être bien fixé dans la plupart des cas, à cause de l'intense métamorphisme dont elles portent la trace ; mais on sait tout au moins qu'elles étaient déjà plissées vers le milieu de l'époque secondaire, preuve que l'on va se trouver en des territoires dont la mobilité actuelle et le manque d'équilibre, ou ce qui revient au môme leur position au sein d'un ancien géosynclinal, date de très loin, circonstance éminemment favorable à l'activité séismique, ainsi qu'on a eu bien des fois l'occasion de le constater ailleurs. Au cours du Crétacé, la côte orientale du Péloponèse émerge seule. Il semble ti'ès probable que les plissements tertiaires ont commencé plus tôt à FEst qu'à l'Ouest, dans le premier cas de TÉocène inférieur à l'Éocène moyen, dans le second vers rOligocène ; il est donc d'ores et déjà permis de pronostiquer une plus grande stabilité sur la mer des Cyclades que du côté méditerranéen, et c'est bien ce que Ton verra tout à l'heure se confirmer par l'observation. Les temps éogènes seront en Grèce ceux des plissements dinariques et l'époque néogène sera celle des dislocations et des morcellements.

A ce moment, une vaste terre ferme couvrait avec ses chaînes plissées et entourait le Péloponèse, les îles Ioniennes et la mer Egée jusqu'à l'Asie Mineure, ainsi qu'en témoigne l'absence de sédiments marins de cette époque. C'est alors que de grandes zones de fractures commencent à morceler cette masse continentale, qui en même temps s'affaisse ; aussi la mer envahit-elle les trouées ainsi ouvertes. Dès la période levantine (Pliocène inférieur ou moyen), les îles Ioniennes sont séparées, des bras de mer inondent TÉlide et l'Achaïe avec la Messénie, tandis qu'un autre occupait l'emplacement du golfe de Laconie et de la haute vallée de l'Eurotas. Des lacs

266 GÉOGRAPHIE SÉI8M0L0GIQUE

d'eaux alternativement douces et saumâtres déposent leurs sédiments sur les bords du golfe de Corinthe, en Ëtolie et en Âcarnanie, dans le Péloponèse central (bassin de Mégalopolis), etc. Ces changements variés ne vont pas sans d'intenses dislocations que souligne le développement de l'appareil volcanique, trachytes du golfe d'Égine et de Poros, pendant que le volcan de Métliana s'allume jusqu*à l'aurore des temps historiques ^ en 282 avant J.-G. Cette bande éruptive forme la partie septentrionale d'une zone de moindre résistance qui s'étend jusqu'à l'Asie Mineure par Milo, Santorin, Cos et Nisyros, et sur l'emplacement de laquelle la grande terre des Cyclades s'est complètement effondrée, sans laisser d'autres reliques que d'infimes îlots rocheux. Au Pliocène survient une phase de sur^ rection qui porte les dépôts de cet âge jusqu'à plus de 1 800 mètres en Achaïe ; les lacs intérieurs s'assèchent, le golfe de Corintlie abandonne l'isthme de Mégare à la terre ferme, l'Eubée se sépare de TAttique et de la Béotie, le golfe d'Étolie et d'Acarnanie ne laisse plus subsister que le golfe bien déchu d'Ambracie (ou d'Arta), le golfe de Corinthe se rétrécit beaucoup jusqu'à ses limites actuelles par l'exhaussement de ses côtes méridionales, pendant queroffbndrement pléistocène ne laisse plus émerger de l'Ëgéide rompue que les principaux massifs transformés en îles, les Cyclades, et que la Méditerranée remplit son bassin occidental au bord des îles Ioniennes et de l'abrupte Messénie, par des abîmes de 3 300 mètres et plus.

A la fin du Pléistocène, la Grèce atteint son actuelle conAguration et, sauf des mouvements négatifs d'ensemble, elle est arrivée à un état d'équilibre général seulement troublé par de violentes vicissitudes de détail, en relation avec des tremblements de terre.

En résumé, les poussées de plissement ont dominé pendant l'Éogène et les fractures pendant le Néogène ; les premières succédant à de plus anciennes, sont à peu près éteintes, sans aucun rôle séismogénique, tandis que les secondes, loin d'avoir dit leur dernier mot, se traduisent ici ou là par des secousses du sol, tellement bien que l'instabilité la plus redoutable se restreint à quatre zones de fractures : détroits de Trikhéri et d'Atalante, golfes de Corinthe et d'Égine, côtes des îles Ioniennes et de la Messénie ; ces zones constituent les régions séismiques les mieux déterminées, et en dehors desquelles on n'a plus à mentionner que d'insip^niQants foyers d'ébranlement. Philippson (/. c, 439) attribue à la plupart de ces derniers un caractère très local, et fait intervenir dans la genèse de

* Pausanias, VI, 23, 36.

leurs secousses les éboulements causés par la dissolution des couches calcaires, lavées par les eaux souterraines circulant dons les diaclases.

On va maintenant passer à l'étude détaillée des diverses régions séismiques de la Grèce.

L'Eubéo est remarquable par la fréquence des secousses qui

Fig. M. — Grèce.

l'ébranlent. Clialcis, Kourbatii, Aciunet-Aga, Koumï et Aidipso sont des foyers d'agitation, sans compter d'autres moins riches, mais tous appartiennent à la moitié septentrionale de l'ile, et le nombre annuel moyen n'est pas inférieur à 40. Un certain nombre de chocs de Chalcis peuvent très bien venir de la Béolie. Si l'on ne tient pas compte de certaines assertions, données d'ailleurs par d'anciens auteurs sans désignation de localités éprouvées, ce qui donne le droit de les mettre en doute, il paraît bien certain que l'Eubée n'a jamais eu à souffrir de tremblements de terre désastreux. Il faut donc con-

268 GÉOGRAPHIE SÉISMOLOGIQUE

sidérer cette île comme pénéséismique, avec plus de fréquence que d'intensité de secousses. Sa partie méridionale est surtout constituée de terrains azoTques, micaschistes, gneiss et cipolins, qui ne font qu'apparaître çà et là dans le Centre et dans le Nord d'après Deprat^; ce géologue n'a reconnu que des plissements hercyniens dans le Sud, tandis qu'il a vu ceux de l'époque tertiaire affecter le Centre et le Nord, circonstance en parfait accord avec la répartition, mentionnée plus haut, de l'instabilité, beaucoup plus forte au Nord qu'au Sud, ce qui devait être puisque dans le Nord les mouvements tertiaires se sont superposés aux mouvements antérieurs, non seulement à rÉocène, mais au Miocène et au Pliocène. Enfin des dislocations post-sarmatiques ont affecté en particulier les couches aquitaniennes de Koumi, qui est précisément le seul point instable de la côte extérieure : cette dernière observation exclut tout rôle séismogénique des événements tardifs qui ont séparé TEubée des Cyclades. Les mouvements pliocènes ont été de grands effondrements, qui ont comme haché l'île et l'ont séparée du continent tout en se prolongeant jusqu'au Quaternaire. Ainsi les plissements justifient suivant leur âge la répartition générale des séismes de l'Eubée, en même temps que les dernières dislocations ont appelé l'instabilité, surtout développée le long des détroits d'Atalante et de Trikhéri. C'est le long de ce dernier, en effet, que se pressent sur un petit espace les épicentres si importants de Kourbatsi, Aidipso etXerochori. Les Sporades au Nord, ou les îles magnésiques, Skyathos, Skopelos, où domine le Crétacé plissé % sont probablement aussi souvent ébranlées que la côte nord de l'Eubée, mais les tremblements de terre y semblent parfois plus violents, témoin celui du 4 octobre 1868, qui a fort endommagé les habitations de Skyathos ; mais on est encore bien loin d'un véritable désastre. Thucydide^ mentionne la ruine de Péparèthe (la Pelagonisi actuelle suivant les uns, Skopélos suivant les autres), fait que l'événement de 1868, avec ses nombreux chocs consécutifs, rend très vraisemblable. Ces îles, où se continuent sous les terrains secondaires les schistes anciens de TOthrys, font partie du massif cristallin de TËgéide septentrionale affaissée, dont Philippson a retrouvé les vestiges jusque dans Samothrace et le golfe de Saros. Les mouvements d'effondrement semblent donc se pro-

' Etude géologique et pélrographique de Vile d'Eubée (Besançon, 1904) ; Id. Sur la structure tectonique do l'Ilo d'Eubée (C. R. Ac. Se. Paris, GXXXVII. 666. 1903).

* A. Philippson. Beitrilgo zur Kcnntniss der griechiâchcn Inselwclt (Pet. geogr. Mitth. Ergdnzungsband XIX. Heft 134, Gotha. 1901).

» CMuerre du Péloponèse, III, LXXXIX.

longer ici, aussi bien dans le détroit de Trikhéri que sur le continent dans le golfe de Lamia (Zeitoun), et c'est à eux qu'on aurait dû, en mai 1758, la disparition sous les ilôts d'une partie de Pondiconiso à la pointe N. E. de l'Ëubée» ainsi que de deux îlots dans ce même golfe de Lamia. Suess mentionne, en 427 avant J.-C, la disparition de Skarphia dans le golfe Malique, à la suite d'un violent tremblement de terre. C'est donc que les efforts du morcellement égéen se perpétueraient vraisemblablement encore dans les Sporades du Nord, le détroit de Trikhéri et le golfe de Lamia, aussi bien que dans la vallée du Sperchios, au pied sud de l'Othrys ; mais ces tremblements de terre ne sauraient ôtre mis en relation avec les plissements dinariques de l'arc oriental, prolongé jusqu'à Skyros et Lemnos, parce que le Pinde, d'où ils se détachent, est absolument stable.

La Thessalie est un fond de lac tertiaire, vidé par les dislocations de la vallée de Tempe entre l'Olympe et l'Ossa. Il s'étendait jusque sur l'Albanie par-dessus le Pinde, ainsi qu'on l'a vu antérieurement, de sorte qu'en réalité, la plus grande partie de cette région est extérieure à la Grèce. La Thessalie et le bassin de Grevena forment un Graben d'effondrement surtout instable du côté de l'Ouest, que les cartes actuelles n'indiquent que fort imparfaitement. Dans la partie qui nous occupe ici, Trikkala^ est le seul foyer un peu notable d'ébranlement, et les tremblements de terre n'ont guère produit de dommages que quand, par exemple, Larissa s'est trouvée englobée dans l'aire pléistoséiste de quelque grand tremblement de terre extérieur, tels ceux de la Locride. Volo est un autre centre, situé sur le golfe d'effondrement du même nom, qui a été coupé dans la masse de l'Othrys,

Plus au Sud, la Phocide, la Locride et la Béotie forment une région séismique extrêmement éprouvée par les tremblements de terre. On y a subi bien des catastrophes, et le séisme du 20 avril 1894 mérite une mention spéciale, non pas tant par les dommages causés que par Touverture d'une longue faille de 58 kilomètres de long, parallèle au rivage du canal d'Atalante, et avec un rejet de 50 centimètres à 2 mètres, variable suivant les terrains traversés. Papavasiliou^ pense avec beaucoup de raison que cette dislocation est ana-

* Le peu d'importance des tremblements de terre dans la haute vallée de la Salamvria (monts des Météores), est à rapprocher de la stabilité parfaite du district des formations analogues du « Quadersandstein » de la Suisse saxonne. Ce sont des grès, qui, par leur résistance aux agents extérieurs de dénudalion et d'érosion, ont donné naissance & ces formes pittoresques sans intervention de dislocations à rôle séismogénique.

* Sur le tremblement de terre de Locride d'avril 1894 (C. A. Ae. Se. PatHs, CXIX, 112, 1894).

270 GÉOGRAPHIE 8Ë15M0L0GIQUE

logue à celles qui, à la fin du Tertiaire, ou au commencement du Quaternaire, onl creusé le golfe d'Ëubée, de même direction, au travers des terrains crétacés qui réunissaient cette île au continent, et au-dessus desquels s'étaient déposés des sédiments lacustres. Ce tremblement de terre accuse donc nettement la continuation de ces efforts de morcellement, et on est en droit de penser qu'il en est de même de toutes les secousses de cette région séismique, des nombreux désastres de Thëbes et des secousses de Chalcis, de l'autre côté du détroit.

La troisième région de fractures du sol hellénique correspond aux golfes de Corintlie et d'Égine, seulement interrompus par le faible relief de l'isthme de Gorinthe. Cet accident a coupé net les plissements dinariques du Pinde et sa partie orientale, le golfe d'Égine, ' est de beaucoup la plus stable, car Athènes n'a jamais été sérieusement éprouvée. Cette ville et le Pirée ne sont donc que des épicentres apparents, dont le repos relatif s'étend aux îles et à la presqu'île de Nauplie.

Le danger séismique est au contraire extrême à peu près sur tout le pourtour du golfe de Corinthe, et montre trois principaux points d'élection : le Parnasse, l'isthme, et le littoral de l'Achaîe.

Le massif du Parnasse est remarquable par l'accumulation d'épîcentres rapprochés, tous très riches en secousses; il est donc probable que toutes les dislocations qui l'accidentent jouent à leur tour. Jusque vers jËgosthena, cette partie septentrionale des côtes du golfe de Gorinthe est coupée abruptement par l'effondrement, et les plus grandes profondeurs se rencontrent précisément vers Galaxidi, un des points les plus exposés. Le Parnasse est situé à Test des plissements dinariques, si stables, du Pinde, et à Touest d'une côte bien moins souvent ébranlée, caractère qu'elle partage avec l'isthme de Mégare, ce qu'on peut expliquer par son émersion plus ancienne que celle de l'isthme de Gorinthe, et son moindre état de dislocation.

L'isthme de Gorinthe est un second fover de redoutable instabilité avec les nombreux tremblements de terre connus pour Kalamaki, Isthmia, Gorinthe, Kiaton, et Nemea jusque dans le massif montagneux du Sud. Il semble que ce district séismique prolonge celui du haut Eurotas, aussi bien que celui de l'Argolide, tous deux d'ailleurs beaucoup moins importants; cette dernière observation s'accorde avec ce qui a été dit au début, sur le passage des mers tertiaires par ces deux voies dont le fond est maintenant émergé, preuves de mouvements considérables dont ces tremblements de terre manifesteraient un reste de vitalité.

272 GÉOGRAPHIE SÉISMOLOGIQUE

Continuant vers l'Ouest, on a affairejusqu'àDiakophtitika à un littoral assez large, découpé en escaliers par des failles parallèles à Taxe du golfe, et qui tombe assez doucement sur le fond de Tentaille maritime. On n'y rencontre guère que le foyer de Xilocastro, parfois éprouvé, ce qui laisse à penser que la stabilité n'est qu'apparente et ne résulte que de la pauvreté et de l'absence de grands centres habités. Mais au delà, on arrive à la région si instable du détroit de Patras, resserré entre TAchaïe et le continent. Les tremblements de terre sont violents et fréquents à Patras et surtout à Vostitza, au voisinage d'Hélice et de Bura, que les auteurs de l'antiquité font engloutir sous les eaux de la mer en 373 avant J.-C.^ Cet événement historique n'a plus rien d'improbable, et on ne peut maintenant sans parti pris taxer d'exagération les anciens récits, depuis que Julius Schmidt (/. c.) a montré par quel mécanisme, lors du désastre de Vostitza le 26 décembre 1861, la masse des alluvions côtières avait été sur une longueur de 13 kilomètres séparée des terrains plus anciens et s'était enfoncée en glissant dans l'eau : 130 hectares disparurent de la sorte à l'est de cette ville, bâtie sur l'emplacement de l'antique ^gion. En arrière du ruban de côte ainsi brusquement immergé, d'innombrables crevasses s'ouvrirent partout jusqu'au pied des collines sur la plaine littorale, et parallèlement au rivage le plus rapproché. L*une d'elles, plus importante que les autres, entama même les hauteurs. Ce tremblement de terre avait, d'après Schmidt, son épicentre dans le golfe entre JEgion et Itea, par 22" 30' E. Gr. et 38" 13' N., et il avait sans aucun doute travaillé dans une notable mesure à l'agrandissement du bras de mer ; aussi W. G. Forster* en tira-t-il cette conclusion que les séismes des côtes grecques sont dus à des éboulements aussi bien des côtes elles-mêmes gue des inégalités qui accidentent le fond des mers voisines. Ingénieur de la Compagnie des câbles helléniques sousmarins, il eut maintes fois l'occasion de constater pendant de longues années des ruptures de câbles à la suite de tremblements de terre, et en même temps, dans la topographie des fonds, que ses fonctions le forçaient à connaître et à étudier, de notables changements accusés par de grandes différences dans les sondages à peu d'années d'intervalle, avant et après les phénomènes séismiques dont il s'agit. On pourrait bien se demander si ces éboulements, d'ailleurs hors de toute contestation possible, sont, comme le pense Forster, la cause ou l'effet des tremblements de terre de la Grèce. Mais quand on

* Pausanias, lib. VU.

* Earthquake origin (Trans, seism. soc. of Japan, XV, 73, 1890).

L'EUROPE SUO-ORIENTÂLE 273

réfléchit à la façon dont le Péloponëse est découpé par des golfes profonds, aux rebords souvent accores, et qui lui ont donné sa remarquable configuration chirographaire, quand on voit aussi avec quelle parfaite indépendance d'allures ces indentations coupent les roches intéressées, sans aucune relation ni avec leurs plissements, ni avec leurs directions, il faut reconnaître que loin de jouer un rôle séismogénique, les éboulements et les modifications topographiques sous-marines sont au contraire, et au même titre que les tremblements de terre, des effets consécutifs des efforts, encore en action, du morcellement du sol hellénique. D'ailleurs, Topinion de l'ingénieur anglais ne pouvait s'appliquer au rivage du massif parnassien, le long duquel les alluvions au fur et à mesure de leur formation tom« bent de suite au fond, sans pouvoir s'arrêter au bord des escarpe* ments, ni par conséquent pouvoir glisser ultérieurement ; ils doivent par conséquent reconnaître une origine toute différente. De la même façon, l'embouchure du golfe de Gorinthe montre en Acarnanie et en Élide, c'est-à-dire sur les deux rives, la même disposition de pentes et d*alluvions que dans la partie resserrée, le détroit de Patras, et cependant la séismicité diminue notablement dans la direction des îles Ioniennes. Il est donc bien démontré que le peu de fixitédes dépôts alluvionnaires sur les flancs delà dépression corinthienne ne peut jouer aucun rôle séismogénique, et il était d'autant plus important d'insister sur ce point que Forster a voulu généraliser et a admis que toutes les côtes instables de structure analogue ne reconnaissent pas d'autre cause à leur séismicité. Nos conclusions, relativement à l'influence perpétuée sous forme de tremblements de terre des efforts d'ouverture du golfe de Gorinthe ou de Lépante, sont encore corroborées par la forme des isoséistes des tremblements de terre qui en agitent les bords : elles sont en effet, le plus souvent, fort allongées et couchées sur l'axe même de la dépression, observation faite très anciennement.

L'Étolie et r Acarnanie sont beaucoup moins sujettes aux ébranlements séismiques que les régions précédentes, en particulier celle de Patras, à laquelle appartient sans aucun doute le foyer de Naupacte ou de Lépante. On a déjà signalé le parfait repos des plis dinariques du Pinde qui en occupent une notable surface, conjointement avec le fond lacustre tertiaire qui se maintient encore par le golfe d'Ambracie, dernier vestige de sa considérable extension d'autrefois. On y trouve une région séismique avec les centres d'Arta, Karavassara, Katouna, Mont Boumistou et Prévésa, aux secousses plus fréquentes que vraiment à craindre. Ges trois derniers épicentres

Di MoRTcsscs. — TremblemeDls de terre. 18

274 GÉOGRAPHIE SÉISMOLOGIQUE

pourraient bien appartenir en réalité à la région si dangereuse des îles Ioniennes, et Hilber (/. c.) a signalé prés de Karpenisi snr la route de Marathia une faille importante, qui semble susceptible d'expliquer ce foyer d'ébranlement secondaire.

Les îles de Leucade ou Sainte-Maure, de Géphalonie et de Zante forment une des régions du globe les plus fréquemment et les plus cruellement éprouvées par les tremblements de terre, encore aggravés par une déplorable négligence dans Tart des constructions et par l'emploi des pires matériaux, fatale incurie commune d'ailleurs à tout le Levant. Cette extrême instabilité ne trouve certainement pas sa raison d'être dans la structure des couches secondaires et tertiaires qui en occupent la surface, et il faut la rechercher dans l'existence du talus sous-marin par lequel leur socle tombe brusquement jusqu'à 2000 mètres et plus de profondeur. C'est ainsi que sur la côte occidentale de Céphalonie, à un mille d'Ortholetliia, la sonde indique 731 mètres, puis descend rapidement à 2559. Entre les îles, la Sicile et l'Italie méridionale, la Méditerranée présente un creux important, et il est bien avéré que beaucoup de séismes y ont leurs épicentres. L'opinion que la plupart des tremblements de terre de Zante auraient leur origine entre cette île et le Péloponèse est assez répandue, mais elle est contredite par ce fait que les secousses l'agitent surtout au Sud, du côté de Tabrupt, c'est-à-dire du côté opposé à la ville de Zante, qui n'est qu'un foyer apparent. Aussi bien la constitution géologique des îles est la même que celle de l'Ëlide, peu gravement atteinte. Issel et Agamemnone ont fait du désastre de Zante en 1893 une étude approfondie', et sans s'y décider formellement, ils ont fait jouer un rôle séismogénique important à l'introduction de l'eau de la mer dans les fissures du calcaire, et au dégagement de vapeur produit à son arrivée dans les régions profondes de haute température, ressuscitant ainsi la théorie hydrothermale de Daubrée, aujourd'hui bien oubliée. Ils admettent cependant aussi qu'il se produisit, lors de ce même tremblement de terre, de grands effondrements sous-marins, et ils citent à l'appui des fonds qui, portés comme ayant 320 brasses sur la carte anglaise de 1862, se sont trouvés ensuite en avoir plus de 500 ; ils regardent enfin comme tout à fait vraisemblable que certains grands séismes helléniques ont eu leur épicentre en pleine Méditerranée, opmion conforme à celle de Julius Schmidt. Ces séismologues n'avaient donc qu'un pas à faire pour attribuer les secousses des îles Ioniennes

* Inlorno ai fenomeni sismici osservati neir isola di Zante durante ii 1893 {Ann. delV Off, cent, di met. e di geodin., XV, Parte I, Roma, 1893).

à des mouvements du talus, lèvre de la fracture le long de laquelle la Méditerranée occidentale s'est effondrée au travers d'une partie de la masse continentale post-oligocène. Celte influence séismogénique est d'autant plus probable que l'île d'Ithaque, du côté opposé du talus, est bien plus stable.

Zante, vraisemblablement la plus souvent ébranlée des îles, se trouve à l'intersection de cette zone de fractures avec celle du golfe de Corinthe : double motif à tremblements de terre.

La zone d'ébranlement se continue le long des côtes de Messénie, tout aussi souvent dévastées par les séismes destructeurs. C'est sur le talus sous-marin que Milzopoulos^ place Tépicentre de la secousse de la Triphylie du 22 janvier 1899, et Philippsonen fait autant pour celui de Pliiliatra du 29 août 1886. Ce dernier en donne pour preuves la forme de l'aire plésistoséiste, qui ne fit que mordre le littoral^et engloba les Strophades, la vague séismique qui envaliit le rivage d'Agriii, au nord de Pbiliatra, et la rupture du câble de la Crète k Zante, entre cette dernière île et les Strophades. Forster a signalé à l'occasion de ce tremblement de terre des effondrements de plus de 1 000 brasses le long de l'accident, mais ces chiffres semblent très sujets à caution, n'ayant pas été l'objet d'une sérieuse enquête ; cela ne diminue d'ailleurs en rien la probabilité que le phémène se soit produit à la suite d'un mouvement de la lèvre de la fracture, tant le 27 août 1887 que lors d'autres séismes antérieurs et postérieurs.

D'importants séismes helléniques ont eu leurs épicentres entre la Morée et la Crète, et ces mômes parages ont été à plusieurs reprises le siège de secousses sous-marines moins importantes. Il apparaît donc que le rôle séismogénique de la fracture se prolonge jusque-là, en même temps que les profondeurs s'accentuent dans cette même direction, atteignant 3 336 mètres à 18 kilomètres seulement de Tîle Sapienza. Mais comme l'a montré Rudolph, c'est à tort que Julius Schmidt, s'appuyant sur des déterminations de temps d'une exactitude plus que contestable, a étendu cette instabilité d'une portion du domaine maritime à tout le bassin oriental de la Méditerranée, en y plaçant les foyers de plusieurs grands tremblements de terre. Ces calculs sont d'autant plus suspects qu'ils l'ont conduit à supposer en Arabie, ou dans le nord de TÉgypte, pays essentiellement stables, l'épicentre de celui du 24 juin 1870, qui a ébranlé tout le Levant, depuis le fond de l'Adriatique jusqu'au détroit de Bab-el-

* Das Erdbeben von Tripolis und Triphylia in den Jahren 1898 nnd 1899 {Petermanns §eùgr. Mitth., XII, 1900).

276 GÉOGRAPHIE SÉISMOLOGIQUE

Mandeb, résultat peu admissible. On ne saurait non plus apporter comme preuve de l'instabilité de la zone sous-marine de fractures les dégagements de vapeurs ou de gaz enflammés que des navigateurs, ont à maintes reprises signalés dans ces parages jusque vers l'Italie méridionale, lors des grands séismes. Rudolph en a fait bonne justice, et Philippson a de môme révoqué en doute de semblables phénomènes signalés le 27 août 1887. La mobilité de la zone de fractures se passe aisément d'un tel argument, d'aprës lequel ce serait bien une ligne de moindre résistance soulignée par les manifestations volcaniques, alors que toute la région hellénique est absolument dénuée de toute roche éruptive, même tertiaire, du côté de la mer Ionienne.

Continuant maintenant le tour du Péloponëse par le Sud, on rencontre au fond du golfe de Coron, ou de Messénie, un foyer d'ébranlement, celui de Kalamata, qui jusqu'au pied de l'Ithome ne manque pas de tremblements de terre au moins sévères, ce qui fait contraste avec la stabilité du massif montagneux de la Pylie. Les mômes circonstances se présentent pour le fond du golfe de Marathonisi, ou de Laconie, et Sparte a eu parfois à souffrir de graves dommages. Cérigo est moins souvent ébranlée. On est donc en droit de supposer un reste de vitalité aux eiforts tectoniques qui ont découpé les pointes méridionales de la Morée et qui, après avoir permis l'invasion de la mer tertiaire dans son intérieur, ont violemment relevé le fond de ces dépressions. Cette conclusion est d'autant plus plausible que l'instabilité de la vallée moyenne de l'Ëurolas lui est commune avec le haut bassin de ce fleuve, et se prolonge presque sans discontinuité jusque vers la plaine de Corinthe, par-dessus monts et vallées, c'est-à-dire sur l'emplacement môme de l'ancien détroit. La plaine de l'Argolide, en continuation du golfe de Nauplie, a aussi ses tremblements de terre, ce qui complète à ce nouveau point de vue l'analogie parfaite des trois profondes indentations du Péloponèse, tandis que les arôtes montagneuses qui les séparent les unes des autres sont moins exposées.

A cette cause générale de l'instabilité au moins relative de certaines localités de l'intérieur de la Morée, ne peuvent manquer de s'ajouter l'influence locale de dislocations particulières et d'autres mouvements complexes et récents. Mais on ne pourra préciser que plus tard, au moyen de tracés d'isoséistes qui manquent encore complètement pour d'importants tremblements de terre. Par exemple dans la plaine de Karytena et dans le bassin supérieur de TAlphée, un calcaire d'eau douce à lignites a été déposé dans un lac tertiaire occupant

la plaine de Sinano (Mégalopolis) entre Léondari et Kary tena, points souvent ébranlés. Plus tai'd, après le dépôt de couches pliocènes, une fracture S. E. - N. W. du massif qui sépare les bassins supérieur et inférieur de TAlpliée, a cliangé le lac en plaine, et cet accident joue un rôle séismogénique d'autant plus probable, que parallèle à la fracture sous-marine instable, il semble dépendre des mêmes efforts de démantèlement de l'ancienne masse continentale ; mais cette suggestion aura besoin d'être corroborée par des tracés d'isoséistes. De la même façon, en Laconie, les traces de quatre bassins étages attestent des mouvements en sens inverse de ceux de morcellement, ce qui n'a pu manquer d'introduire dans les dislocations récentes une complexité telle que l'équilibre a bien de la peine à s'établir définitivement. En Laconie encore, une fracture N. E. a soulevé les terrains tertiaires du bord oriental de la vallée de Sparte et formé la gorge profonde de Kélesphina. Une autre cassure transversale a coupé en deux le mont Marmarovouno au sud du Taygète, à peu près à la limite de l'Arcadie, et qui fait partie d'une chaîne se prolongeant à l'est de Vervéna, en s'alignant N.-S. avec la vallée de Kélesphina. Cet accident met à nu les schistes anciens; provoqué parla résistance opposée au mouvement par les plis dinariques, il est de nature à expliquer le foyer secondaire d'ébranlelement de Vervéna.

La côte d'Épidaure ne présente qu'un seul et peu notable centre séismique, celui de Monemvasia, preuve que, de ce côté, Teffondrement de TÉgéide s'est bien éteint, après avoir séparé la Morée de Tancienne terre dont les parties hautes émergent seules dans les Cyclades.