IX. Ruine partielle ou totale de quelques édifices

X. Désastres et ruines. Bouleversement des couches terrestres; crevasses et failles. Ëboulement dans les montagnes.

Ayant constaté, pour chaque tremblement de terre, Texistence d'une région où les dégâts atteignent leur maximum, on devait nécessairement être conduit à rechercher dans le pays ébranlé un point central à partir d'où s'était propagé Tébranlement. Comme on supposait que le phénomène avait une origine profonde, on appelait hypocentre le point de départ de la secousse et Ton donnait le nom A^épicenlre au point de la surface terrestre situé sur le même rayon. C'est cet épicentre qui correspond au maximum des dégâts; tout autour, des régions où l'intensité a été en décroissant forment une série de zones concentriques, délimitées par des courbes appelées isosisies (ou isoséistes), qui sont caractérisées chacune par un même degré d'intensité des secousses, suivant une échelle déterminée.

Dans les cas où les observations sont assez nombreuses et assez précises, on peut tracer des homosistes ou cosisteSy courbes qui réunissent tous les points où la secousse s'est produite au même instant. On possède ainsi un second moyen pour déterminer Tépicentre, beaucoup plus exact que le premier.

On a attribué pendant longtemps à la plupart des tremblements de terre étudiés un épicentre réduit à un point, autour duquel les isosistes et les homosistes décrivaient des cercles ou des ellipses concentriques. On cherchait alors à déterminer l'hypocentre, suivant les indications de Mallet, par le moyen de la convergence des surfaces déterminées par l'inclinaison des fissures produites dans les édifices. Ces résultats, qui assignaient aux hypocentres des profondeurs tout à fait excessives, sont aujourd'hui fortement contestés. Après une discussion très serrée des méthodes employées jusqu'ici pour déterminer la profondeur du foyer d'un tremblement de terre, Montessus de Ballore [20, ch. III] conclut qu'il n'en existe aucune qui soit sûre.

Quant à l'épicentre, toutes les observations récentes démontrent qu'il ne peut plus être envisagé comme un point, mais que les ébranlements partent en réalité de toute une ligne ou d'une surface assez étendue, véritable zone épicentrale ou plislosiste {pléistoséiste). Souvent la ligne d'où part la secousse n'est autre que le grand axe des ellipses Concentriques correspondant aux isosistes. En général

Hauo, Traité de Géologie. 22

les tremblements de terre successifs qui ébranlent le pays ont tous leur origine sur cette même ligne qui — on le montrera plus loin — n'est autre chose qu'un des accidents tectoniques principaux de la région. Dans d'autres cas, c'est tout un compartiment de l'écorce terrestre qui doit être envisagé comme le centre de l'ébranlement.

Sismographes et sismogrammes. — La description même sommaire des appareils sismographiques même les plus importants nous conduirait beaucoup trop loin [12]. Il suffira d'indiquer en quelques mots le principe de ceux qui sont actuellement en usage, car les anciens sismoscopes et sismomètres n'ont plus guère qu'un intérêt

wmmmpm//mmffi h

Fig. 130. — Principe dos pendules horizontaux

(d'après Sieberg, Apures extraites de F. de Mo.ntessus deBallore, la Science séismologique).

a, pendule horizontal Ic^ger; 6, pendule horizontal lourd.

rétrospectif, les plus perfectionnés d'entre eux conservant .seulement la trace du moment où se produit la secousse principale.

Les sismographes aujourd'hui employés sont à peu près exclus! vement des pendules verticaux ou des pendules horizontaux, soit lourds, soit légers (fig. 136). On donne aux pendules verticaux de grandes longueurs, 15 ou 20 m et plus, et des poids de plusieurs centaines de kilos. En raison de leur inertie, ils n'obéissent pas aux ébranlements que subit, par contre, leur support. Il est facile dès lors d'enregistrer ces oscillations sur une bande déroulée par un mouvement d'horlogerie, en les amplifiant au moyen de leviers ou de dispositifs optiques.

L'usage du pendule horizontal a été introduit dans les recherches sismologiques par von llebeur-Paschwitz, qui, au cours d'études sur les variations de la pesanteur, avait constaté des oscillations de ce pendule sans cause apparente, dues en réalité à des microsismes. Les pendules horizontaux lourds (fig. 136, b) sont constitués au moyen d'une niasse portée par une tige horizontale rigide, appuyée par son

extrémité opposée à une colonne verticale et soutenue par un fil oblique en liaison avec le sommet de celle-ci. Les pendules légers (fig. 136, a) sont formés d'un cadre métallique triangulaire, accroché par le haut à la colonne et simplement appuyé sur elle par le bas; la masse est fixée au sommet du triangle opposé à la colonne. On se sert également du pendule renversé de Wiechert, dont la sensibilité est extrême et dont Téquilibre tout à fait instable lui a valu le nom d^astatiqne.

Les sismographes modernes enregistrent les secousses sur des bandes de papier déroulées par un mouvement d*horlogerie, fournissant ainsi des graphiques de l'ensemble du tremblement de terre, auxquels on donne le nom de sismogramrnes. C'est par l'examen

Fig. 137. — Schéma (l*un télôsismogrammc normal (fll^ure exlraite de F. de Montessus de Ballore, la Science séismologique).

attentif de ces graphiques qu'ont été obtenus, dans ces dernières années, les résultats les plus importants de la Sismologie. En y faisant la part de tout ce qui est vibration locale (mouvement des voitures, explosions, tempêtes, sonneries de cloches, etc.), on peut y lire tous les ébranlements imprimés au sismographe par les tremblements de terre les plus lointains, par les lélésismes, pour peu que leur intensité soit suffisante. On a pu s'assurer que les appareils aujourd'hui en usage enregistrent tous les grands tremblements de terre qui ébranlent la surface terrestre. Les télésismes ne sont que la répercussion microsismique,. à distance, de macrosismes d'origine lointaine.

Les télésismogrammes présentent des caractères assez constants, d'où l'on a pu déduire les lois qui régissent la propagation des ondes sismiques dans le milieu tellurique. On y distingue trois phases successives de vibrations (fig. 137) : la phase initiale (I,, IJ, la phase principale (II^-HJ et la phase finale (IlIj-IIIg), chacune d'elles se divisant en un plus ou moins grand nombre de phases secondaires. Ces diverses phases ne correspondent pas aux secousses successives

340 LES PHÉNOMÈNES OÉOLOGIQÙËS

que Ton ressent lors d'un macrosisme; on admet aujourd'hui, avec Oldham et Milne, que l'on est en présence des vibrations diverses résultant d'un ébranlement unique. Voici, en effet, dans quelles conditions se succèdent les trois phases visibles sur le fj^raphique.

La phase initiale, qui constitue ce que l'on a appelé les frémissements préliminaires, est enregistrée, sur un sisnmgraphe situé à peu prés aux antipodes, 20 h 22 minutes après la sec-Dusse principale. Elle consiste en vibrations d'une très faible amplitude et d'une très courte période.

La phase principale se traduit, environ 13 minutes après la première, par des vibrations d'une amplitude plus grande et d'une période plus longue.

La phase finale prend fin au bout d'une heure et demie, elle se manifeste par de très grandes ondes d'une longue durée, qui affectent principalement les pendules horizontaux, tandis que celles des deux phases précédentes sont bien enregistrées par les pendules verticaux lourds.

On remarque que la seconde phase correspond à des vibrations qui ont mis à atteindre le lieu de l'observation deux fois plus de temps que celles de la première phase, II est légitime, dès lors, d'assimiler ces deux groupes aux ondes qui prennent naissance par ébranlement d'un corps solide élastique. On sait que Wertheim a montré en 1851 qu'il se produit dans ce cas des ondes longitudinales et des ondes transversales, dont les premières se propagent avec une vitesse double de celle des secondes. Les ondes de la première phase seraient des ondes transversales, celles de la seconde phase, des ondes longitudinales, résultant d'un même ébranlement qui se propage à travers le Globe, suivant le diamètre.

Lorsque les vibrations ne sont pas enregistrées aux antipodes du lieu où se produit le sisme, mais en des points moins éloignés, on constate, en comparant entre elles les diverses observations, que la vitesse de propagation des ondes correspondant aux deux premières phases s'accroît avec la distance. Pour la troisième phase, par contre, cette vitesse reste constante, quelle que soit la distance. On en a conclu que les ondes de cette phase se propagent à la surface de la sphère terrestre, le long de l'écorce. (]e seraient les « ondes suj)erficielles » de lonl llayleigh. Leur vitesse est bien moindre, elle est de 3 à 3,5 km par seconde, alors qu'elle est de 9,6 km et de 5 km pour celles des deux premières phases.

Ces résultats conduisent à des conclusions d'une importance capitale sur la constitution de l'intérieur du Globe.

La vitesse de propagation des ondes superficielles correspond, en effet, assez bien avec les vitesses de propagation, au travers <les roches de conductibilité variée, d'ébranlements artificiels, telles qu'elles ont été mesurées par divers auteurs, en particulier par Fouqué et Michel-Lévy [9], par Abbott, par Magaoka et Kusakabe. Par contre, les vitesses des ondes longitudinales et transversales indiquent la translation à travers un milieu plus rigide que racier. C'est là une confirmation tout à fait éclatante des résultats auxquels, comme on Ta vu à la fin du chapitre précédent, les géologues et les physiciens ont été conduits, par des considérations d'un ordre tout différent, sur la constitution du noyau central de la Terre, autrement dit de labarysphère. On conçoit aisément, dans cette hypothèse d'uu noyau interne rigide, que la vitesse de propagation des ondes longitudinales et transversales s'accroisse avec la distance qui sépare le lieu d'observation du point ébranlé par le tremblement de terre, car la ligne qui réunit ces deux points de la surface terrestre traverse un milieu d'autant plus dense et meilleur conducteur que sa longueur se rapproche du diamètre d'un grand cercle.

Partant de ces principes, on a pu construire des graphiques qui permettent de déterminer avec une approximation très satisfaisante la longueur de l'arc qui réunit le lieu d'observation k l'épicentre du tremblement de terre. En combinant les données fournies par plusieurs sismographes suffisamment distants l'un de l'autre, on peut préciser alors les coordonnées géographiques de cet épicentre *.

L'un des principaux résultats auxquels a conduit l'application de cette méthode a été d'établir avec certitude qu'?m très grand nombre de tremblements de terre ont leur épicentre en pleine mer, non pas au milieu des océans, mais au large, à une certaine distance des côtes qui sont le plus fréquemment ébranlées. C'est là une conclusion qui découlait déjà de l'étude des tsunamis du Japon. Les observations de Milne lui donnent une portée plus générale.

Causes des tremblements de terre. — Maintenant que nous connaissons les manifestations extérieures du phénomène sismique et les lois qui régissent la propagation des secousses, nous devons rechercher les causes des tremblements de terre. C'est là une question qui pen-

1. On voit rintériH que présente Texistence de stations sisniiques nombreuses : aussi un mouvement très accentué clans le sens de leur multiplication s'esl-il produit dans les vingt dernières années dans la plupart des pays civilisés. La France y est restée malheureusement étrangère jusqu'à une date très récente et, pendant lonp^lcmps, le sismographe de l'Université de Grenoble a été le seul qui fonctionnât dans notre pays.

dant longtemps a divisé les géologues, mais qui aujourd'hui peut être considérée comme résolue.

On peut tout d'abord mettre entièrement à part certains tremblements de terre tout h fait locaux, d'une intensité généralement assez faible, qui résult(*nt de Yeffnndremenl de cavités soulerraines, telles que les cavernes des pays calcaires, ou d'affaissements brusques, consécutifs de la dissolution souterraine, par les eaux d'infiltration, d'«imas de gypse ou de sel gemme. Ces phénomènes de tassement sont comparables à ceux qui se produisent quelquefois dans les mines et ne se font sentir qu'à une faible distance du point où a lieu l'effondrement. Leur nombre est tout à fait insignifiant.

Pendant longtemps on a admis presque comme un dogme V origine volcanique des tremblements de terre. On connaît le rôle capital joué par les phénomènes explosifs dans les éruptions volcaniques; l'expérience montre qu'ils sont accompagnés d'ébranlements du sol en tous points coirlparables aux phénomènes sismiques, au moins en ce qui concerne leurs effets dans un rayon d'action peu étendu; car, si violentes que soient les secousses causées par les explosions souterraines ou superficielles, elles ne se font sentir qu'à une faible distance de leur lieu d'origine. Ainsi l'explosion formidable, qui, en 1888, détruisit complètement un des cônes latéraux du Bandaï- San, au Japon, donna lieu à une secousse sismique qui, d'après Yamasaki, n'affecta que la cinquantième partie de la superficie ébranlée par le tremblement de terre de 1891. Il ne peut être question de voir dans les phénomènes volcaniques et en particulier dans les explosions la cause générale des phénomènes sismiques, car un grand nombre de tremblements de terre, et notamment les plus énergiques et ceux dont les effets s'étendirent aux plus grandes surfaces, n'ont été accompagnés d'aucune manifestation éruptive. De plus, il existe des régions très fréquemment ébranlées où l'on ne connaît même pas de volcans en activité.

Le voisinage de la mer n'est pas plus indispensable aux manifestations sismiques qu'il ne l'est aux manifestations volcaniques. Cependant, on a longtemps considéré l'infiltration de l'eau de mer dans les fentes de la lithosphère comme une condition nécessaire à l'un et à l'autre phénomène.

Aux deux catégories des tremblements de terre d'effondrement et des tremblements de terre volcaniques, les géologues autrichiens en ont ajouté une troisième, qui est de beaucoup la plus importante, celle des tremblements de terre tectoniques. C'est Ami Boue qui, le premier, dès 1851, avait entrevu la corrélation entre les mouvements

orojçéniques et les mouvements sismiques, mais c*est aux belles élu<l»*s d'Ed. Suess sur les tremblements de la Basse-Autriche [IJ et de ritalie méridionale [2] qu'est due la démonstration de la dépen- «lance étroite qui unit les deux phénomènes. Dans le premier mémoire, Suess a pu mettre en évidence Texistence de trois « lignes'

iW choc », le long ^

desquelles sont situés les épicentres de la plupart des tremblements de terre qui ont affecté la région : la ligne de la Kamp, la ligne thermale et la ligne delaMurz(fig. 138).

Les deux dernières correspondent à d'importantes dislocations. Tune transversale, l'autre longitudinale, des Alpes orientales. Quant à la première, nous y reviendrons plus loin.

Dans le second mémoire, Suess établit qu'un grand nombre de tremblements de terre de la Calabre et de la Sicile ont leurs épicentres disposés sur un vaste

arc de cercle qui a pour centre les îles Lipari et le long duquel l'écorce terrestre s'affaisse en forme de cuvette. Il se produit en même temps des failles radiales, qui viennent converger sur les îles Lipari et que jalonnent également de nombreux centres de tremblements de terre (fig. 139).

D'autres exemples ont été cités par le même auteur [0, 22], ils confirment ces résultats et conduisent à une classification tectonique des tremblements de terre sur laquelle nous reviendrons.

GToggnitz lùrztuschlag'^

Fig. 138.

Lignes de choc • de la Basse-Au triche (d'après E. Suess).

Avant d'exposer les lois de la Géographie sismique, qui mettront mieux encore en évidence les relations entre les ébranlements et les mouvements orogéniques, nous devons dire quelques mots de la prétendue dépendance qui existerait entre les tremblements de terre ei certains phénomènes extérieurs à l'écorce terrestre.

On a cherché dans les statistiques des preuves d'une périodicité

Fig. 139. — Relation des tremblements de terre de la Calabre et de la Sicile avec les dislocations. Le diamètre des cercles noirs est proportionnel à la fréquence des sismes (d'après Ë. Suess et F. de Montessus de Ballobe).

séculaire dans la fréquence des tremblements de terre. D'autres auteurs ont cru à une répartition saisonnière du phénomène, au moins dans les régions tempérées, où l'on constaterait un maximum hivernal. D'autres ont érigé en principe la coïncidence entre les gravée perturbations météorologiques et les tremblements de terre. Perrey et Falb ont voulu trouver des rapports entre les mouvements de la Lune et les phénomènes sismiques. On a également cherché à établir une relation entre les variations annuelles périodiques de la ligne des pôles terrestres et la fréquence annuelle générale des grands trem-

bleinents de terre. Toutes ces prétendues coïncidences ont été discutées par Montessus de Ballore [20, chap. VIIIJ, qui en a fait justice et conclut dans les termes suivants : « Que reste-t-il des innombrables travaux consacrés à la recherche des relations supposées, souvent a priori ou sur la foi de quelques coïncidences fortuites, entre les Iremblenients de terre et des phénomènes variés extérieurs à Técorce terrestre? Rien ou presque rien. C'est peut-être une moitié de la littérature séismologique qui disparait ainsi, sans retour, on devrait Tespérer; et quels progrès auraient été faits, si on avait consacré autant d'efforts à la recherche des influences géologiques sur la genèse des ébranlements du sol, au lieu de s'attarder dans ces voies décevantes. »

Répartition géographique des sismes et relations avec les dislocations DE l' égorge terrestre. — Moutcssus de Ballore a consacré un important ouvrage à la « Géographie séismologique » [17]. Dans celte minutieuse enquête sur la fréquence des mouvements sismiques dans toutes les parties du Globe, il passe successivement en revue les différentes aires continentales et les géosynclinaux, en faisant usage de la nomenclature proposée par l'auteur en 1900 [XII, 12] et employée dans le présent volume. Nous ne pouvons suivre ici la même méthode analytique d'exposition, car ce livre n'est pas un traité de Géologie régionale et nous ne devons pas perdre de vue que nous poursuivons en première ligne la connaissance approfondie des phénomènes eux-mêmes. Nous classerons donc les tremblements de terre tectoniques, comme nous avons fait pour les dislocations, distinguant ceux qui correspondent à des mouvements tangentiels et ceux qui résultent des mouvements verticaux de l'écorce terrestre. Nous commencerons par cette seconde catégorie.

Mouvements verticaux. — On a vu plus haut que les tassements par rémission des forces tangentielles dans les voussoirs de l'écorce terrestre se traduisent par la naissance de failles. Il estdiffîcile d'imaginer qu'ils se sont produits autrement que par saccades et on ne peut guère douter que ces mouvements aient été accompagnés d'ébranlements. D'ailleurs, on a vu se former, lors de grands tremblements de terre, des cassures accompagnées de rejet, c'est-à-dire de véritables failles (pi. XXXIII, 2). D'autre part, plusieurs lignes de fracture, particulièrement importantes, sont jalonnées par des épicentres de tremblements de terre ou fonctionnent comme tels sur toute leur longueur.

Dans les pays d'architecture tabulaire, les sismes sont plutôt rares.

c'est ce que Montessus de Ballore constate en affirmant la grande slabilit»- (les aires continentales.

Cependant la grande faille qui accompagne la cote est de Madagascar paraît correspondre à une ligne de chocs fréquents, quoique peu intenses. De même, la faille éthiopienne et sa continuation dans la mer Rouge et la vallée du Jourdain coïncident avec une zone d'ébranlements, qui comprend les centres du Liban et du plateau d'Abyssi nie.

L'Islande présente, d'après Thoroddsen, des régions sismiques qui se confondent avec des compartiments délimités par des failles. Le fossé rhénan, entre Bàle et Mavence, a été fréquemment ébranlé par des tremblements de terre, peu intenses il est vrai. L'aire ébranlée par la secousse du 22 janvier 1896 est exactement délimitée par le contour du massif ancien de la Foret-Noire, ainsi qu'il résulte des documents publiés par K.

Futterer. On peut voir dans ce fait la preuve que, le cas échéant, un horst peut être affecté, dans

Fig. 140.— Carte montrant U* degré de répartition des treniblements de terre au Japon. Le diamètre des cercles noirs est proportionnel à leur fréquence. Les chiffres indiquent les nombres annuels moyens de sismes aux principales stations sismologiques (figure extraite de F. de Montessus de Ballore, Ut Géographie séismologique).

toute son étendue, par des mouvements sismiques, tandis que les régions affaissées sur sa périphérie demeurent à peu près stables.

Les failles longitudinales des chaînes anciennes peuvent aussi fonctionner quelquefois comme lignes de chocs. Les fractures du canal Calédonien, eu Ecosse, sont dans ce cas.

Ce sont surtout les cassures correspondant aux arêtes de rebroussenient des plissements en guirlandes qui sont remarquables par leur grande sismicité. Le fait est particulièrement frappant pour les chaînes tertiaires qui entourent le continent asiatique. La « Grande Fosse » du Japon est une des régions les plus ébranlées du Globe (fig. 140). Les tremblements de terre de l'Inde sont presque tous localisés dans les angles où s'opère la jonction de Tare Himalayen avec l'arc Iranien, d'une part, avec l'arc Malais, de l'autre. On n'a pas suffisamment insisté jusqu'ici sur cette dépendance étroite entre les jonctions et certaines lignes de chocs. Elle se retrouve d'ailleurs dans les plissements anciens, car l'épicentre du tremblement de terre Scandinave du 23 octobre 1904 est situé dans l'axe du fossé de Christiania et les essaims de secousses du Vogtland se produisent dans Vangle formé par l'Erzgebirge et le Thûringer Wald. Enfin, on pourrait se demander si la ligne de la Kamp, dans la Basse-Autriche, dont il a été question plus haut, ne correspond pas, en profondeur, î\ une arête de rebroussement des plis armoricains-varisques, aujourd'hui cachée par les plissements alpins.

Mouvements tangentieh. — Les sismes dus à des mouvements tangentiels de l'écorce terrestre sont certainement plus fréquents et plus intenses que ceux résultant de mouvements verticaux, qui prennent naissance sur des failles. Cependant ces secousses paraissent aujourd'hui principalement localisées dans les chaînes récentes, dont la formation est à peu près contemporaine de la chaîne des Alpes, et les chaînes anciennes ne sont sans doute plus affectées que par des secousses dues à des tassements. Il n'y a rien d'étonnant, dès lors, que Montessus de Ballore [17] constate la très grande fréquence des tremblements de terre sur l'emplacement des géosynclinaux de l'ère Secondaire, car, on s'en souvient, les plissements de l'ère Tertiaire sont précisément localisés sur ces zones essentiellement mobiles de la lithosphère. Les géosynclinaux renfermeraient même à eux seuls, à 2 ou 3 exceptions douteuses près, toutes les régions sismiques qui, par conséquent, les caractériseraient. Dès 1903, une statistique portant sur 159 781 sismes avait conduit Montessus de Ballore à la loi suivante :

Vécorce terrestre tremble à peu j)rès également et presque tmique-

ment le long de deux étroites zones, qui se couchent suivant deux grands cercles (au sens géométrique du mot) faisant entre eux vn angle d'environ 67°. Le cercle méditerranéen ou alpino-caucasicnhimalayen renferme 33,54 % ^^^ sismes, le cercle circumpacifiquf» ou ando-japonais-malais, 41,08 ^l^.

La conclusion formulée dans cette loi est inattaquable, mais Tai^similation des deux grands cercles aux géosynclinaux de Tère Secondaire ne saurait être acceptée que comme une approximation et sous certaines réserves. Si Ton voulait en déduire que 94 "/p des tremblements de terre ont leur centre dans la zone des plissements tertiaires, on s'écarterait certainement de la vérité, quelque grande que soit d'ailleurs la sismicité des chaînes réunies d'ordinaire sous la rubrique des plissements alpins. Il suffit de citer des régions telles que l'Apennin, les Alpes orientales, le Turkestan, les chaînes côtières de la Californie, sans parler des chaînes fortement volcanisées, telles que les îles de la. Sonde, le Japon, les Andes, pour se convaincre que cette grande sismicité des plissements tertiaires est bien réelle.

Il est difficile toutefois d'y faire toujours le départ des secousses qui reviennent réellement aux mouvements tangentiels et de celles qui sont imputables à des effondrements postérieurs au plissement. Ainsi, il est difficile de savoir si la ligne de la Mûrz (fig. 138), dans les Alpes orientales, correspond à une véritable faille ou si elle est en relation avec le bord d'une nappe de charriage. De même, on peut se demander si les lignes de chocs transversales qui traversent la zone des Alpes calcaires méridionales, et dont la ligne de Belluno est une des plus importantes, sont à envisager comme des décrochements ou comme des failles de tassement. D'autre part, il est à peu près certain que la plupart des tremblements de terre des Karpates, de l'Apennin, de la chaîne Bétique, de l'Atlas tellien, des Antilles, sont dus à la continuation des mouvements d'effondrement des massifs anciens en « ovales méditerranéens », autour desquels se sont moulées ces chaînes.

Quoi qu'il en soit, on devra distinguer, dans les secousses qui résultent réellement d'une continuation ou d'un réveil du phénomène de plissement, celles qui coïncident avec la présence d'un décrochement transversal et celles qui prennent naissance sur une surface de chevauchement. Suess [0, 22, 1, p. 226] cite comme exemple des tremblements de terre par décrochement ceux qui ont eu lieu depuis 1590 sur la ligne de la Kamp (fig. 138), et il pense que le tremblement de terre de la Belgique du 23 février 1828, qui suivit exactement la direction des bassins houillers, doit être considéré comme

un exemple de tremblement de terre par chevauchement. Il y a encore fort à faire pour appliquer une pareille classification dans toutes les chaînes tertiaires affectées par des sismes. Mais on peut dès à présent affirmer que les mouvements orogéniques se continuent encore de nos jours et se manifestent sous la forme de tremblements de terre.

Origine des tremblements de terre sous-marins. — La fréquence des mouvements sismiques dans les chaînes qui contournent des « ovales méditerranéens » encore en voie d'effon'drement nous montre que souvent le centre des secousses est situé en dehors des zones où l'ébranlement est perceptible. Souvent il est situé en nier, sur remplacement même de Taire d'effondrement. Sur un grand nombre de cotes, toutefois, rien ne permet de supposer l'existence d'un massif ancien disparu par saccades sous les eaux de la mer et cependant ces côtes sont périodiquement ravagées et par des tremblements de terre et par des vagues sismiques ou tsunamis. L'étude des sismogrammes permet de conclure avec certitude que Torig-ine de ces ébranlements est au large. La carte ci-jointe (fig. 141) montre à la fois l'étendue des régions sismiques (d'après Montessus de Ballore) et les aires d'où sont originaires les 323 principaux sismes observés de 1899 à 1903 dans les observatoires (d'après Milne). On ne peut manquer d'être frappé de l'extraordinaire coïncidence entre la répartition des tsunamis et l'existence des fosses périphériques des océans, en particulier sur les cAtes du Pacifique. Montessus de Ballore avait du reste établi depuis longtemps que, sur les rivages, la sismicité est proportionnelle à la raideur des versants. On peut constater aussi, ce qui revient au même, la rareté des vagues sismiques sur les côtes du type atlantique. La conclusion qui s'impose, c'est que les fosses abyssales qui bordent les continents sont des régions d'une extraordinaire sismicité. On peut même aller plus loin et émettre l'hypothèse que Vorigine des tsunamis et des secousses qui affectent les régions littorales réside dans r approfondissement par saccades des fosses périphériques des océans. Ces fosses, nous les avons assimilées à des géosynclinaux qui auraient persisté jusqu'à l'époque actuelle sur le bord des géosynclinaux de l'ère Secondaire. L'étude des tremblements de terre vient nous confirmer dans cette manière de voir.

La loi de Montessus de Ballore ne peut dès lors être maintenue que sous sa forme primitive, car les épicentres d'un très grand nombre de tremblements de terre sont situés en dehors des géosynclinaux de l'ère Secondaire. Mais en même temps se trouve mise en

évidence la formation de nouveaux géosynclinaux sur le bord même des zones de plissement datant d'une période antérieure. Nous conclurons également que le phénomène des tremblements de terre est lié à toutes les manifestations du diastrophisme.

*. — Ed. Suess. Die Erdbeben Niederôsterrcichs. Denkschr. d. maih.'naiurtv. CL d, k. Akad, d. Wiss, in Wien. XXXIII, p. 1-38, pi. I, II, 1873.

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15. — Clarence Edw. Dutton. Earthqiiakes in Ihe light of new Seismology. The Progressive Science Séries. 1 vol. in-8", xxiii -\- 314 p., 63 fig., 10 pi. London, 1894.

16. — A. SiEBERO. Handbuch der Erdbebenkunde. 1 vol. in-8", 302 p., 113 fig. Braunschweig, 1904.

17. — F. DE MoNTESsus DE Ballore. Les tremblements de terre. Géographie séismologique. 1 vol. in-8", 475 p., 89 fig., 3 pi. Paris, 1900.

18. — WiLL. H. HoBBS. On some principlcs of seismic gcology, witli an introduction by E. SuESS. Beitr. zur Geopfiys., VIII, p. 210-292, pi. Il, 10 fig., 1907.

19. — Id. The geotectonic and geodynamic aspocts of Galabria and Northeaslern Sicily, a study in orientation, with an introduction by Ihe Count de MoNTESSUS DE Ballore. Ibid., VllI, p. 293-362, pi. III-XII, 3 fig., 1907.

20. — F. DE Montessus DE Bali.ore. La Science séismologique. 1 vol. in-8<*, :i70 p., 222 fig. Paris, 1907.