REGBEIICBE DES CAUSES DES TREKBLEKEETS DE TERRE

Étade des secoiisses. Sélsmoi^aphes. — Pour arriver à des conclusions sérieuses relativement aux causes probables des tremblements de terre, il convient de donner à l'observation de ces phénomènes toute la précision et la généralité nécessaires. Or les secousses étant la forme la plus habituelle sous laquelle ils se manifestent, il est indispensable d'avoir des appareils qui permettent d'apprécier exactement les divei'ses circonstances de la production des chocs.

Les instruments à l'aide desquels on détermine la direction et l'intensité des secousses portent le nom de séismographes ou séismomètres. Les uns exigent l'intervention fréquente d'un observateur pour constater les résultats produits ; les autres sont des appareils enregistreurs.

Parmi les premiers, l'un des plus anciens est le séismomètre de Gacciatore, consistant en une cuve à mercure dont le liquide peut se déverser, au moindn* choc, dans des godets auxquels aboutissent des rainures pratiquées suivant les j)rincipales directions de l'espace. Le poids du mercure écoulé sert de mesure à l'intensité des secousses. On peut encore employer un pendule, libre d'osciller dans toutes les directions et dont la pointe entre légèrement dans une couche de sable fin, étalée sur le fond d'un vase, concentrique à la sphère d'oscillation du pendule. Dès qu'un choc se produit, la pointe trace, dans le sable, un sillon d'amplitude variable, dans la direction même du mouvement. Enfin M. Robert (1) Britiêh Atsociaiion, 4»* Report, 1858, p. 68.

CAUSES DES TREMBLEMENTS DE TERRE. im

Budge, de Valparalso, a imaginé de se servir d*un pendule vertical renverst'; (ûg. 105) composé d'un disque lenticulaire A, dont la tige b c est une lame flexible portant en d une crémaillère. Un arrêt r entre par sa pointe dans les dents de cette crémaillère. Si une (^

secousse tend à amener le pendule en A, Tarrét r retombe en r' et maintient la lige jusqu'à ce que l'observateur vienne la relever. Deux pendules de ce genre, situé3 dans deux plans verticaux rectangulaires, peuvent faire connaître par une constmction géométrique le sens de la propagation du mouvement.

Quant aux appareils enregistreurs, ils sont fondés soit '^'^i^^âdi^if^renvwS!*** sur le déplacement d un corps solide, soit sur celui d'un corps liquide. Ceux qu'emploie H. Palmieri et dont les uns sont disposés en vue des secousses verticales et les autres en vue des secousses horizontales, ont pour principe l'interruption qui se produit dans la marche d'une horloge, lorsque, à la suite d'une secousse, une tige métallique convenablement disposée vient toucher la surface du mercure contenu dans un tube et ferme ainsi le circuil d'un courant électrique.

Nous n'insisterons pas davantage sur ces appareils ; disons seulement que leur usage révèle qu'en dehors des mouvements dont nos sens suffisent à nous avertir, l'écorce terrestre est presque constamment agitée par des frémissements d'une amplitude variable; les uns sont des tremblements de terre directs, mais de faible intensité, tandis que les autres sont la répercussion de mouvements plus énergiques, survenus à de grandes distances.

•éterminiitliiii du fojer de rébranlement. Hélhodes fondées sar l'observation de l*inteiisité et de la direction des seeonsses. — La première question à résoudre, dans l'étude d'un tremblement de terre, est la détermination du siège initial de l'ébranlemenl superficiel, c'est-à-dire du point de la surface à partir duquel les secousses se sont propagées dans tous les sens. Plusieurs méthodes peuvent être employées.à la recherche de ce point de départ, qu'on appelle aussi le foyer apparent du tremblement (i).

La première est fondée sur la mesure de l'intensité des secousses, qui est évidemment plus forte dans le voisinage du foyer que partout ailleurs. A supposeï* qu*on manque pour cette mesure d'instiniments spécialement appropriés, on y peut suppléer, à un certain degré , par l'observation des effets mécaniques du tremblement de terre, en notant, par exemple, la zone où les murs ont été renversés ou lézardés, puis celle oîi il y a eu seulement déplacement des meubles, enfin celle où les secousses ontété simplement perçues sansentrainer aucun dégât. Ces diverses zones formeront, autour du foyer superficiel, des enceintes plus ou moins concentriques. Le plus souvent l'observation montrera que le foyer, au lieu d'être un point unique, est une ligne ou plutôt une surface de quelque amplitude.

(1) Ueim, Associalion scientifique de France^ août 1880.

En outre» lexpérience prouve que les zones successives sont fort loin d'avoir une forme semblable et une amplitude égale, comme on a pu s*en assurer lors du tremblement de la vallée de Viège en 1855.

A la considération de Tlntensité des secousses, on peut substituer celle de leur direction ; en effet les lignes de propagation divergeant dans tous les sens autour du foyer, il suffit de connaître quelques-unes de ces lignes pour pouvoir déterminer leur point de convergence. Mais cette mesure est d'une application fort délicate et il arrive souvent que la direction observée dans les habitations est le résultat d'une déviation que subit la direction vraie par suite de Torientation des murailles. En outre, si Ton peut bien déterminer Tangle que forme Tazimut de la secousse avec la méridienne, il est très difGcile de préciser le sens dans lequel le mouvement a eu lieu et de dire, par exemple, si c'est de Test à l'ouest ou inversement.

La direction des secousses peut être déterminée assez exactement par un procédé que le hasard a fait connaître à M. Hoesta (i) lors du tremblement de terre qui, le 20 mars 1861, détruisit la ville deHendoza. A ce moment, H. Moesta se trouvait à Santiago, de l'autre côté de la chaîne des Andes, travaillant au cercle méridien de l'observatoire. Voulant connaître le changement que la secousse principale avait pu produire, il entreprit une nouvelle détermination du nadir en faisant <îoïncider, au dessus d'un bain de mercure, la croisée des fils d'un réticule avec son image réfléchie dans le bain.

Pendant les vingt minutes qui suivirent le choc principal, toute observation fut impossible à cause de l'agitation du mercure; bientôt une image oscillante se laissa voir et, au bout de deux heures, les vibrations de l'image du réticule se faisaient très régulièrement suivant aa et bb (Rg. 106), en donnant une résultante OR de sens constant, et dirigée justement suivant la ligne qui joint Santiago à Mendoza. Cette observation exige l'emploi d'un fort grossissement. 11 faut de plus disposer le réticule de telle sorte que l'un des fils soit parallèle et l'autre perpendiculaire au méridien.

fig. 106. — Détermination de ^^^m. ^ « j. .» ■. ^« ^ ■»■ j ■

U direction des secousses. MéUi€>de fondée sur I obaerYatlon de 1 hevre de la

première seeouMie em divers points. — Une aulr(> méthode a pour principe la constatation des points qui ont été atteints au même moment par l'onde séismique. Théoriquement, cette méthode est la meilleure, car elle revient à déterminer les intersections successives de l'onde avec la surface du sol et ces intersections concentriques doivent délimiter nettement la position et la forme du foyer. Malheureusement, en raison de la rapidité avec laquelle les secousses se propagent, non seulement il faut que leur arrivée soit notée avec soin par un observateur attentif; mais il importe que les horloges des diverses stations soient absolument concordantes; car, avec une vitesse de (1) Ifeueê Jahrbuch fur Minéralogie, 1876, p. 290.

Ji^-4- -\a

CAUSES DES TRElffiLEMENTS DE TERRE. 507

400 mètres par seconde, une distance de 40 kilomètres, par exemple, est Tranchie par l'ébranlement en moins de deux minutes ; or qui peut répondre, dans les conditions habituelles de marche des horloges, que la différence entre les heures des stations ne dépassera pas un chiffre aussi minime?

Néanmoins, grâce à la multiplication et au perfectionnement des appareils enregistreurs, on peut attendre, pour Tavenir, de bons résultats de cette méthode. Elle offre en outre lavantage de pouvoir être appliquée à la recherche, non plus seulement du foyer apparent, mais encore du foyer réel où centre de rébranlement (i). En effet, soit Ma^N (fig. 107) un arc de grand cercle pris sur la

A a; •; """Ai"

Fig. 107. — Détermination du centre d'un ébranlement séismique. — B, centre; a,, épicentre.

surface terrestre. Si un ébranlement partait du centre même de la terre et qu'il lui fût possible de se propager jusqu'à la surface, il y arriverait partout au même moment. Si le centre initial d'impulsion était situé en A, c'est-à-dire à une assez grande distance de la surface, le mouvement atteindrait cette dernière, tout d'abord, au point a^, où l'onde sphérique ayant son centre en A vient toucher la surface du globe. Ce point a^, qui, pour les observateurs placés sur la terre, est le centre apparent de l'ébranlement, s'appellera V épicentre. Au bout d'un certain temps, d'une minute, par exemple. Tonde s'est transportée de a^a', en a^a',; au bout d'un temps double, elle est venue en aja',. Cela posé, il est aisé de voir que, dans l'hypothèse où nous nous sommes placés, c'est-à-dire en admettant que A soit assez éloigné de a^ les arcs successifs tels que 8^82,3,33, diffèrent beaucoup les uns des autres; le premier est incomparablement plus grand que ceux qui suivent, d'où il résulte que, dans ce cas, la vitesse de propagation, extrêmement grande au début, doit aller rapidement en diminuant.

Supposons maintenant que le centre soit en B, beaucoup plus près de la surface. L'épicentre continuant à se trouver en a^ et les ondes successives, après des intervalles de temps égaux, se transportant de a^b'^ en b,b'„b3b'3,b4b'4, etc. on voit sans peine qu'il y aura beaucoup moins d'inégalité entre les arcs successifs aib,,b,b3,b5b4 etc., et cette inégalité diminuerait encore si B se rapprochait de a^. Or, l'expérience nous apprend qu'à partir de l'épicentre, et au moins pendant quelque temps, la vitesse de propagation des tremblements de terre ne diminue qu'avec lenteur. 11 est donc permis d'en conclure que le foyer réel B

(1) Pfafr, Allgemeine Géologie ah exacte Wissen$cha/ty 1873, p. 225.

est toujours assez voisin de la surface et la comparaison des arcs successifs a|b,, b,b,, etc., peut mener, si les mesures sont exactes, à la détermination de la profondeur ajB.

En appliquant cette méthode à Télude du tremblement de terre survenu en 1872 dans TAllemagne centrale, M. de Seebach a trouvé pour le foyer réel une profondeur de 18 kilomètres. D'après M. von Lasaulx, c*est à une distance encore moindre de la surface qu'aurait dû se trouver le foyer du tremblement de terre ressenti à Horzogenrath le 22 octobre 1873.

HéUM»4e fondée sar 1 observadon des creTaeees. — Ces chiffres, relativement minimes, ont été confirmés par les calculs de H. R. Hallet, dont le point de départ est Tétude de la direction des crevasses, étude qui offre l'avantage

de pouvoir être faite longtemps après la production du phénomène. Soit BC

(fig. 108) une portion de Técorce du globe, que, pour plus de simplicité, ; / y'\^^^^'^ nous supposerons dépourvue de cour-

; / y^'"^' bure sensible. Un ébranlement parti du

^<^-''' centre A déterminera des secousses dont

^ les directions successives Aa,Ab,Ac> fe-

'"'■''^-^^^^ZXlltJl^''''^^' ront avec la surface de la portion BC

des angles de plus en plus aigus. Mais les secousses, se propageant à la manière des mouvements vibratoires, doivent déterminer, suivant leur direction, un va-et-vient des molécules, parfois assez fort pour triompher de leur cohésion. 11 se produit donc, dans beaucoup de cas, des crevasses telles que de,fg,hk, dont chacune est perpendiculaire à la direction de secousses qui Ta fait naître. Si donc à diverses distances d'un épicentre constaté, on mesure la direction des crevasses et leur inclinaison sur l'horizon, on en pourra conclure la position du foyer A.

Késultato obtenus. lienr inccrtitade. — Appliquée par M. Mallet au grand tremblement de terre qui visita la Galabre en 1857, cette méthode a fourni un chiffre moyen de 1 1 kilomètres. Sans doute les nombreuses observations utilisées n'avaient pas toutes donné des résultats identiques ; mais les chiffres obtenus avaient varié depuis un maximum de 15 kilomètres jusqu'à un minimum de 5kil.,5.

La plus grande profondeur que le calcul ait encore indiquée pour un centn' d'ébranlement est celle de 48 kilomètres, conclue par H. Oldham (1) de l'étude du tremblement de terre de Cachar en 1869.

Remarquons toutefois que ces nombres doivent être acceptés avec la plus

grande réserve ; car les calculs à l'aide desquels on les établit supposent une

simplicité de conditions qui n'est jamais réalisée. D'une part, on admet que le

centre d'impulsion est unique, et, d'autre part, on raisonne comme si, à partir de

(i) R. Hallet, in Geolog, Magazine, 1877, p. 170.

CAUSES DES TREMBLEMElfTS DE TERKL. 509

rorigine» la vitesse de transmission était la môme suivant toutes les directions^ ce qui ne peut pas être, cette vitesse dépendant, à un très haut degré, de la nature et de la structure des massifs de roches traversés.

C'est ainsi qu'en étudiant les circonstances des tremblements de terre survenus à Herzogenrath en 1873 et 1877, M. Hoefer (1) s'est assuré que les homoséistés étaient des courbes très sinueuses, attestant que le foyer de l'ébranlement était loin d'être unique. Le siège des secousses paraissait être établi sur un système de trois fentes, dont la position et les directions probables coïncidaient d^une façon remarquable avec des failles de la surface, reconnues d'après les exploitations houillères ou soupçonnées par suite d'observations géologiques. Aussi M. Hoefer pense-t-il que les chiffres donnés par M. von Lasaulx, pour le tremblement de 1873, doivent être considérablement modifiés.

Le même auteur a constaté que le tremblement de terre qui, en 1848, se fit sentir en Garinthie et jusqu'à Venise, avait manifesté surtout son influence le long de deux grandes lignes de failles, celle du Tagliamento et celle du Gailthal (2).

Ukterpréîmiïon de* tmît» observés. — Quoi qu'il en soit, ce qu'il semble légitime de retenir des résultats de ces spéculations, c'est que la profondeur à laquelle Yeffet dynamique d'un tremblement de terre commence à se manifester est toujours peu considérable, de telle sorte que le foyer des ébranlements a son siège habituel dans les parties superficielles et incontestablement solides du globe.

Peut^tre n'en doit on pas conclure d'une manière absolue qu'il n'y a aucune liaison de cause à efTet entre le phénomène séismique et la nappe fluide qui alimente les éruptions volcaniques. En effet, les tremblements du sol qui accompagnent ces éruptions ont incontestablement leur siège près de la surface, et pourtant ils sont bien dus aux efforts que les masses liquides et gazeuses font pour s'échapper par une cheminée qui débouche à l'air libre. Or sans qu'il y ait d'évents volcaniques dans une région, il peut y avoir, dans la profondeur, des crevasses intérieures par où des laves et des vapeurs arrivent assez près de la surface sans pouvoir encore la percer.

Toutefois, cette réserve faite, il importe de ne pas méconnaître la grandeur qu'affecte habituellement le phénomène séismique et qui contraste avec le caractère essentiellement local des paroxysmes volcaniques. Loin d'être en rapport avec l'intensité des éruptions, les grands tremblements de terre paraissent, au contraire, s'éloigner de préférence des districts pourvus de volcans actifs ou, quand ils passent dans le voisinage, ils semblent plutôt amener une diminution dans l'activité éruptive. Ainsi on rapporte que le tremblement de Lisbonne, en 1755» a coïncidé avec un ralentissement marqué des éruptions au Vésuve ; celui de la Calabre, en 1783, aurait momentanément calmé le Stromboli; enfin,

(1) Neueê Jahrbuch, 1880, I, p. 184. — JahrbuchjUr k. k. geol, Reichsantialt, (S) Hoefer, Verhandlungen dur k, k, geoL Heichêamtali, 1880, p. 195.

510 DYlHÂVIQOfi INTERNE.

d'après Uumboldt, la catastrophe qui a sévi d'une façon si terrible à Riobamba aurait réduit au silence le volcan de Pasto en Colombie, dont les paroxysmes, avant cette époque, se succédaient sans interruption.

D'après cela, il convient de distinguer, dans l'étude des tremblements de terre, ceux qu'on peut appeler volcaniques, dont la cause réside dans l'effort que font, pour s'échapper, les laves et les gaz d'un foyer en éruption. La cause de ces tremblements n'est pas douteuse et leur effet ne se fait jamais sentir à de grandes distances.

Mais, cette catégorie mise à part, il reste la majorité des tremblements de terre et, en particulier, tous ceux qui ont affecté une grande intensité et se sont étendus sur de vastes territoires. Ceux-là relèvent d'une cause beaucoup plus générale et qui nous sera révélée par l'étude de la répartition du phénomène dans L'espace,

KépartltloM ^éoffraphl^ae des tremblements 4e terre. — Pour mettre en évidence les lois de cette répartition, M. Robert Mallet (1) a construit une carte du globe, sur laquelle les régions visitées par les tremblements de terre sont indiquées par une teinte dont l'intensité est en rapport, pour chacune d'elles, avec le nombre et la violence des mouvements séismiques observés.

Au premier abord, il semble qu'il y ait -un rapport étroit entre la répartition des régions séismiques et celle des volcans actifs. Mais bientôt on s'aperçoit que la première est plus générale, ainsi que cela résulte des lois suivantes, posées par M. Mallet comme le résumé de toutes les circonstances que sa carte met en lumière :

1° Le type normal de la distribution des tremblements de terre dans l'espace est exprimé par la concentration de l'action séismique sur des bandes de terrain, dont l'amplitude transversale , varie entre 5 et 15 degrés d'arc (soit à peu près de 500 à 1500 kilomètres.)

i^ Ces bandes suivent le plus ordinairement les lignes de relief qtii définissent ■ et divisent les grands bassins entre lesquels se partage la surface terrestre.

5<> Les lignes de relief en question étant généralement marquées par -des chaînes de montagnes et jalonnées par des bouches volcaniques, c'est à ce titre qu'on peut dire que les bandes séismiques longent les chaînes de montagnes et les lignes de volcans.

4" Bien que l'influence séismique sensible soit ordinairement limitée à la largeur moyenne de la bande, certains ébranlements exceptionnels peuvent se propager beaucoup au delà.

b^ La largeur d'une bande séismique dépend à la fois de l'énergie développée par l'ébranlement initial et des conditions, soit géologiques, soit topographiques, de chacun des points situés sur la bande.

6° Les surfaces sur lesquelles l'action séismique atteint son minimum et peut

(1) Earthquake Catalogue of the BritUh Atêociation, 4^ Report^ 1858.

iiiéme devenir nulle sont les parties centrales des grands bassins déprimés, ainsi que les grandes îles qui surgissent au milieu des mers peu profondes.

Iiials4Mi des tremblemeMts de terre avee les phéM^nnénes orogéniques. — -

La valeur de ces lois, uniquement déduites de Tobservation, augmente encore si on les rapproche des conclusions auxquelles l'étude géométrique des régions d'ébranlement a récemment conduit les géologues qui s'en sont occupés (1). 0|i a reconnu d'abord que les foyers d'impulsion, toujours situés, avons-nous dit, à une faible profondeur, se rencontrent constamment dans des régions où le sol est bouleversé et que leur situation coïncide avec celle des lignes de dislocation déjà connues. En outre, il a été prouvé que si, dans une région donnée, une série de tremblements de terre se succèdent, le foyer des secousses se déplace progressivement, en avançant mivant la ligne de dislocation. Tantôt cette ligne est une direction de plissement, concordante avec celle d'une chaîne de montagnes ; alors la bande séismique longe la chaîne parallèlement à laquelle le foyer se déplace. Tantôt c'est une ligne de rupture, traversant les chaînes de montagnes suivant des directions le long desquelles on peut constater que les couches ont été rompues et ont subi en même temps un déplacement horizontal. Dans ce cas, la bande séismique traverse la chaîne et les tremblements de terre, de longitudinaux qu'ils étaient dans le cas précédent, deviennent transversaux.

On remarque en outre que les tremblements de terre sont le plus fréquents dans les contrées du globe où les montagnes ont acquis le plus récemment leur dernier relief. Non seulement la chaîne des Andes et celle des Apennins, si souvent agitées par les mouvements séismiques,- figurent parmi les plus modernes de tout le globe; mais à l'heure actuelle on observe encore des changements de niveau permanents, se produisant par saccades et capables d'atteindre une valeur très appréciable. En outre il arrive qu'à la suite de violents tremblements de terre on constate l'ouverture de fissures parallèles aux chaînes de montagnes ; en Calabre, notamment à Polistena et à Catanzaro, on a vu se produire, entre les deux lèvres de ces crevasses, des déplacements verticaux ou horizontaux, qui les transformaient en failles.

11 semble donc bien difficile d'échapper à la conclusion admise par H. Ileim et divers autres savants, notamment MM. Suess et J. D. Dana, que les tremblements de terre constituent Vun des phénomènes de la formation des montagnes. Sous l'action des pressions latérales dont nous avons vu que le relief du globe fournissait l'évidente démonstration, l'écorce solide est, surtout dans ses parties superficielles, soiunise à des efforts de tension et de compression qui ne peuvent manquer de provoquer, de temps à autre, des ruptures d'équilibre ; de là des plissements, parfois des cassures avec déplacement et glissement des parois, qui déterminent dans le sol un ébranlement capable de se propager à une distance plus ou moins grande.

On comprend très bien de cette façon pourquoi les foyers séismiques sont

(1) Heim, toc, cit.

512 DYiNANIQLE INTERNE.

aussi rapprochés de la surface et Ton se rend compte non moins aisément de ce fait, que Tintensité du phénomène est à son maximum au voisinage des lignes de relief de récente formation. Mais les anciennes chaînes n en doivent pas être exemptes et les handes séismiques qui les accompagnent prouvent que l'action orogénique n'y a pas dit son dernier mot. Ainsi 11. Ordener, se fondant sur les tremblements de terre assez nombreux dont le Vogtland de TErzgebirge a été le théAtre dans ce siècle (et parmi lesquels celui de Plauen, survenu en i875, a suivi, sur plus de deux mille kilomètres carrés, la direction de la chaîne) estime que le plissement de cette chaîne s'accentue encore de nos jours. 11 en serait de même des Alpes, à en juger par les tremblements de terre de la Suisse.

M. Dana a d'ailleurs cherché à recueillir des preuves directes de l'existence d'un étatde compression dans les rochesdu globe.C'est ainsi qu'il ci te(i), d'après M. Niles, une carrière de gneiss, située près de Monson (Massachusetts), où l'on voit se produire des flexions, des fractures soudaines et des dilatations de la roche ; il y a des quartiers qui se bombent au milieu pendant qu'on les détache; une masse dé plus de 400 mètres de long sur 3",30 de large et ^ mètre d'épaisseur, une fois détachée, 8*était allongée de près de 4 centimètres et la tension ainsi manifestée atteignait son maximum transversalement à la direction des couches. Toutes les roches du globe seraient dans un état plus ou moins accentué de compression par suite des actions mécaniques qu'elles ont subies dans le cours des âges.

DlffèreBee entre les mouvements sélumiqnes et les ébranlements |Mir explosion. — En résumé, les tremblements de terre sont des vibrations de Vécorce terrestre^ dont la cause parait être la diminution progressive du volume de la terre sous l'influence de son refroidissement séculaire. Les lois de leur propagation sont celles des mouvements vibratoires et les différences qu'on y constate, suivant les cas, ont leur principe dans la nature et la structure particulière du milieu rocheux variable à travers lequel les ondes d'ébranlement doivent se transmettre. Aussi ne doit-on pas s*étonner que la vitesse de propagation de ces ondes ne soit pas celle qui convient à un ébranlement produit par explosion.

M. R. Mallet(2) ayant cherché à déterminer par l'expérience la vitesse avec laquelle se communique, dans les roches, Tébranlement produit par l'explosion de la poudre, avait trouvé

dans le fable humide 250" par seconde

dans le granité désagrégé.. 397" »

dans le Ri*sniie solide 508" j>

Ces chiffres étaient exactement du même ordre que ceux qui expriment lavitesse de propagation des tremblements de terre.

Cependant M. Abbot (3) ayant repris ces expériences, soit avec la poudre, soit avec la dynamite, a constaté que les chiffres obtenus variaient sensiblement suivant le pouvoir grossissant de la lunette avec laquelle on constatait l'ébranlement.

(1) Uanual of Geology, 2* édition, p. 745.

(2) BrUUk Auociation, 1852, p. 272.

(5; American Journal of Science^ [5], XV, p. \ 78.

Ainsi un fort grossissement, qui seul permet de saisir la première agitation du mercure auquel le mouvement est transmis, donne des vitesses de 2540, 2570 et 2700 mètres, là où un grossissement moyen indiquait seulement 1370, 1700 et 1000 mètres. Les nombres de M. Abbot sont du reste très supérieurs à ceux de M. Mallet.

On voit donc que ces expériences, d'ailleurs fort délicates, n'autorisent nullement à assimiler la secousse initiale d'un tremblement de terre au choc produit par l'explosion d'un corps détonant.

M. Abbot a en outre constaté que, dans le cas d'une explosion, la vitesse de transmission augmente avec l'intensité du choc initial et diminue à mesure que Tonde progresse; que, d'ailleurs, les mouvements sont complexes et donnent lieu à plusieurs ondes courtes, d'abord croissantes, puis décroissantes, dont l'espacement varie avec la rapidité de la détonation.

Statistique des tremblements de terre. — Inflaenee des phénomènes astrsnomiqnes. — La cause tout à fait générale que nous avons été conduits à assigner au phénomène séismique enlève beaucoup d'importance à la recherche des relations qui peuvent exister entre les tremblements de terre et l'état barométrique du globe. Depuis longtemps Humboldt avait remarqué que les secousses, si fréquentes dans les régions tropicales, n'affectent en rien la régularité bien connue des oscillations de la colonne mercurielle dans ces contrées. Quant au fait, constaté par les statistiques de M. Mallet, que les minima séismiques semblent coïncider avec les minima barométriques dans nos régions, il proviendrait simplement de ce que ces derniers minima se produisent en été, saison ordinairement moins riche en tremblements de terre que la saison d'hiver.

En ce qui concerne la liaison des tremblements de terre avec les phases de la lune, dont M. Alexis Perreya si patiemment poursuivi la mise en évidence, il ne parait pas qu'elle ressorte avec une suffisante netteté. Sur 5388 tremblements étudiés, d'après M. Perrey lui-même, on en compterait 2761, soit 51 0/0 aux syzygies et 2627 ou 49 0/0 aux quadratures. La différence est vraiment trop peu importante, surtout si l'on songe que, parmi les phénomènes qui figurent dans ce catalogue, il en est plus d'un, admis en raison de témoignages plus ou moins authentiques, qui peut ne pas appartenir à la grande catégorie des mouvements séismiques, telle que nous nous sommes attaché à la définir. C'est pourquoi, sans vouloir contester à priori que la ruasse interne puisse être agitée par des oscillations semblables à celles des marées et capables de réagir sur l'écorce, nous pensons que, dans l'état actuel de^observations, on ne possède aucune preuve décisive en faveur de cette hypothèse. D'ailleurs, il est bon de se rappeler que, sur une masse aussi mobile que la nappe d'eau océanique, la marée ne produit, en pleine mer, qu'une dénivel lation totale de 75 centimètres. Il paraîtra dès lors assez difficile d'admettre que des marées internes puissent presser assez fortement l'écorce solide pour y déterminer des frémissements semblables à ceux des tremblements de terre. Enfin, la très faible profondeur que les observations assignent aux centres d'ébranlement rend assez improbable une connexion entre ces phéno-

DI UPPABEHT, TRAITÉ DE QÈOLOQïK. 55

mènes et raction d une nappe liquide nécessairement située à une beaucoup plus grande distance de la surface.

Pourtant il convient de reconnaître que, d'après les statistiques de M. Julius Schmidt(i), les tremblements de terre survenus de 1776 à i875 auraient été plus fréquents lors du périgée lunaire que lors de Tapogée. Le môme auteur a trouvé qu'il se produisait un maximum au moment de la nouvelle lune, un autre deux jours après le premier quartier et un minimum le jour du dernier quartier. Enfin Télude des tremblements de terre survenus en Orient de 1200 à 1875 Ta amenéà cette conclusion que le phénomène avait été beaucoup plus fréquent loi*sque la terre était le plus voisine du soleil.

Résultats statistiques divers. — M. R. Mallet (2) qui s'est occupé, avec un soin particulier, de la statistique des tremblements de terre, a constaté que Tintensitê moyenne du phénomène ne paraissait pas avoir changé sensiblement depuis le seizième siècle, c'est-à-dire depuis l'époque où les documents relatifs aux mouvements séismiques commencent à acquérir une sérieuse valeur statistique.

Mais cette permanence de la valeur moyenne n'empêche pas qu'il y ait des périodes paroxysraales et, à en juger par ce qui s'est passé de 1500 à 1850, il paraîtrait en exister deux par siècle. La phase de plus grande activité se manifeste un peu avant le milieu du siècle (par exemple de 1840 à 1850) et est suivie par une période de minimum très accentué. L'explosion de l'énergie séismique est relativement brusque lors de chaque paroxysme, tandis que son déclin est plutôt graduel.

Los tremblements de terre paraissent aussi plus fréquents dans la saison froide que dans la saison chaude. Déjà, en réunissant les observations de von Hoff pour l'Europe septentrionale, de 1821 à 1830, celles de Merian pour les environs de Bâle, antérieurement à 1836 et celles de Volger pour la Suisse et les pays adjacents, on arrivait à cette conclusion que le groupe de l'hiver et de l'automne offrait, à lui seul, de 65 à 67 0/0 du total des tremblements de terre. M. Mallet, en dressant ce qu'il a appelé la courbe séismique solsticiale et équinoxiale, a reconnu que l'hiver était caractérisé par un maximum, que représente le chiffre de 518, tandis que la fin de septembre voit se produire un minimum de 249. Le chiffre de mars serait 310 et celui de juin 254.

Ce résultat, dont il serait assez difficilç^ aujourd'hui d'indiquer la cause, était assez saillant pour mériter d'être noté. Introduisons seulement cette réserve, que la statistique sur laquelle il est fondé ne mérite qu'une confiance provisoire. On ne pourra tirer d'indications précises des catalogues des tremblements de terre que le jour où l'usage des séismomètres enregistreurs sera partout répandu et où l'on saura faire exactement le compte de ce qui doit être attribué aux écroulements locaux ainsi qu'au voisinage des éruptions volcaniques. Ainsi il est très possible qu'un certain nombre de ces' mouvements du sol qui paraissent se mul-

(i; SludUn liber Erdbeben, Uipzig, 1879. — lieue* Jahrbuch, 1880, II, p. 52. (2) Ekirihquake catalogue^ etc., 1858, p. 49,