La Tectonique des plaques



L'écorce terrestre n'est pas "homogène" elle est constituée de plaques qui "flottent" à la surface et qui "dérivent" en se "frottant" les unes contre les autres. Le "moteur" qui est à l'origine des ces mouvements est le phénomène de convection qui se produit à l'intérieur du manteau terrestre. L'intérieur de la Terre est composée de roches faiblement radioactives dont la désintégration produit de la chaleur. Certaines zones du manteau deviennent donc chaudes, et se mettent à monter vers la surface sous l'effet de la force d'Archimède (+ chaud = - dense => montée). Une fois refroidie en surface (ce qui évacue la chaleur produite par l'intérieur de la Terre), la matière replonge vers les profondeurs (+ froid = + dense => descente). Le système s'organise de telle façon que des zone "stables" apparaissent : à certains endroit la matière monte (ce sont les dorsales), à d'autres endroit elle redescend (ce sont les zones de subduction). En surface, la matière est simplement translaté des dorsales vers les subductions. Sous l'effet du refroidissement, cette matière devient cassante, c'est à dire qu'elle constitue des grandes plaques (figure 1a et figure 1b) d'une certaine épaisseur (entre 10 et 100 km). C'est ce mouvement, appelé tectonique des plaques (figure 2a et figure2b), qui donne lieu à la dérive des continents.
L'hypothèse de Wegener de la dérive des continents a été confirmée depuis une trentaine d'années par un nombre d'observations géophysique. Parmi celles ci, la plus flagrante est sans nul doute la découverte de l'existence de bandes dans les planchers océaniques, "marquées" par un champ magnétique dirigé alternativement vers le Nord et vers le Sud. Ces bandes, parallèles à la dorsale, proviennent de l'aimantation rémanente du champ magnétique terrestre, piégé dans les roches magnétiques au moment de leur refroidissement, c'est à dire peu après leur sortie de la dorsale. La polarité du champ terrestre s'inversant plus ou moins régulièrement au cours du temps, on obtient cette "peau de zèbre", preuve de l'expansion des fonds océaniques et donc de la tectonique des plaques.
Des estimations de la vitesse de cette dérive des continents ont pu être produites à partir de la datation de ces bandes et de leur largeur. De manière similaire, il est possible d'estimer le décalage des deux moitiés d'une structure coupée par une faille (typiquement un ancien volcan, ou le lit d'une ancienne rivière). Là encore, la datation de l'évènement fournira une estimation de la vitesse le long de la faille en question.
L'inconvénient majeur de toutes ces méthodes réside dans le fait qu'elles fournissent une estimation moyennée sur les temps géologiques. Les vitesses des déplacements présents pouvant être sensiblement différentes, il était indispensable de pouvoir mesurer la vitesse instantanée des déformations actuelles. Parmi tous les outils géodésiques terrestres et spatiaux dédiés à cette tâche (théodolithes et distancemètres "classiques",VLBI, SLR, LLR, DORIS, ...), le GPS est particulièrement bien adapté à la mesure de la déformation dans une zone donnée.

Description des mouvements des blocs tectoniques

Il y a en gros 12 grandes plaques tectoniques à la surface de la Terre (par ordre de taille):

1 PACIFIQUE
2 EURASIE
3 AFRIQUE
4 ANTARCTIQUE
5 INDE-AUSTRALIE
6 AMERIQUE DU NORD
7 AMERIQUE DU SUD
8 NAZCA
9 PHILIPPINE
10 ARABIE
11 COCO
12 CARAIBE

En fait certaines plaques peuvent etre subdivisé en plusieurs plaques plus petites qui ont des mouvements relatifs entre elles plus petits (par exemple Inde et Australie ou Afrique et Somalie).

Ces plaques se déplacent donc, entrainées par la convection dans le manteau. les vitesses de ces déplacements vont de presque rien à plusieurs centimètres par an, jusqu'à 20 cm/an dans certaines région du Sud-Est asiatique (Papouasie-Nouvelle Guinée) et du Pacifique (Tonga-Kermadec) ! Comme tout bouge à la surface de la Terre, il est nécessaire de dire par rapport à quoi exactement on définit un mouvement donné. On a constaté qu'un certain nombre de volcans (en général marins, les fameux points chauds !) ne bougeaient que très faiblement les uns par rapport aux autres : En gros, ils sont stables et les plaques "défilent" par dessus. Dans ce référentiel dit "des points chauds" les plaques ont en gros les déplacements suivants :

1 PACIFIQUE 10 cm/an vers le Nord-Ouest
2 EURASIE 1 cm/an vers l'Est
3 AFRIQUE 2 cm/an vers le Nord
4 ANTARCTIQUE Tourne sur elle meme
5 INDE-AUSTRALIE 7 cm/an vers le Nord
6 AMERIQUE DU NORD 1 cm/an vers l'Ouest
7 AMERIQUE DU SUD 1 cm/an vers le Nord
8 NAZCA 7 cm/an vers l'Est
9 PHILIPPINE 8 cm/an vers l'Ouest
10 ARABIE 3 cm/an vers le Nord-Est
11 COCO 5 cm/an vers le Nord-Est
12 CARAIBE 1 cm/an vers leNord-Est



En fait les choses sont un peu plus compliquées que cela : tout déplacement sur la surface d'une sphère (ici la Terre) est assimilable à une rotation autour d'un axe vertical passant par un point situé quelque part sur la surface de cette meme sphère (figure 3). la vitesse de n'importe quel point sur une plaque donnée dépend donc simplement de sa distance par rapport au pole de rotation de la plaque, et de la vitesse de rotation de celle-ci autour de celui là. La formule mathématique est la suivante :

-> -> ->
V =R
^
  • est le vecteur rotation de la plaque
  • R est le vecteur position du point considéré
  • V est le vecteur de la vitesse au point consideré

    Le vecteur peut etre défini par ces 3 composantes dans l'espace (X, Y, et Z). C'est un vecteur dont l'origine est le centre de la Terre et qui coupe la surface de la Terre en un point donné. Ce sont les coordonnées (latitude et longitude ) de ce point que l'on appelle le pole de rotation. La vitesse angulaire de rotation est tout simplement la longueur (la norme) du vecteur .


    La table suivante donne les position des poles de rotation, ainsi que les vitesses de rotation autour de ces poles en degrés par million d'années, déterminés pour les 12 grandes plaques dans le modèle NNR-Nuvel-1a (DeMets et al, 1990, Argus et Gordon, 1991, et DeMets et al., 1994), voir aussi la figure 4.

    Plaque Pole de rotation
    Latitude Longitude vitesse
    (°/Ma)
    1 PACIFIQUE -63.0107.40.64
    2 EURASIE 50.6-112.40.23
    3 AFRIQUE 50.6-74.00.29
    4 ANTARCTIQUE 63.0-115.90.24
    5 INDE-AUSTRALIE 45.50.40.54
    6 AMERIQUE DU NORD -2.5-86.00.21
    7 AMERIQUE DU SUD -25.4-124.60.11
    8 NAZCA 47.8-100.20.74
    9 PHILIPPINE -39.0-36.70.90
    10 ARABIE 45.2 -4.40.54
    11 COCO 24.5-115.81.50
    12 CARAIBE 25.0-93.10.21


    A cause de leur mouvement, les plaques se "frottent" les unes aux autres ou se "tamponnent" les unes contre les autres (comme des glaçons qui dérivent sur une rivière ou un lac au momment de la débacle). Les "chocs" des plaques les unes contre les autres sont l'origine des tremblement de Terre (ou séismes). Une des conséquence très importante de ce qui précède est que ces séismes ne se produisent pas n'importe où mais uniquement le long des frontières entre les plaques. C'est d'ailleurs comme cela que l'on définit la notion de plaque : ce sont les zones entourées de séismes. la figure5 montre la répartition des séismes à la surface de la Terre sur les 25 dernières années. La taille des points est proportionnelle à la force (la magnitude) des séismes. On voit très bien que les séismes se positionnent sur des lignes qui entourent de grandes surfaces non-sismiques : les plaques. Les plus gros séismes ont lieu en général là où les plaques sont les plus rapides.
    Parfois, les forces en présence sont tellement importantes que les plaques normalement à peu près rigides se déforment. C'est ce qui se passe lors de la collision entre deux plaques continentales par exemple, (comme une deux voiture lors d'une collision frontale). c'est ce phénomène qui est à l'origine de la création des chaines de montagnes comme les Alpes ou l'Himalaya. La sismicité est alors diffuse dans toute la région qui se déforme.
    Les séismes ont donc lieu sur des failles, le glissement sur celles ci, apparemment continu sur les temps géologiques, s'effectuant par une succession de séismes. Il existe différents types de failles, vous pouvez voir une animation pour les types principaux.


    • Figure1a : les 12 grandes plaques tectoniques (carte en projection cylindrique)


    Figure1b : les 12 grandes plaques tectoniques (carte en projection Mollweide)


    Figure2a : les vitesses des 12 grandes plaques tectoniques (carte en projection cylindrique)


    Figure2b : les vitesses des 12 grandes plaques tectoniques (carte en projection Mollweide)

    Figure3 : la composition des vecteurs en coordonnées sphériques : comment on obtient le mouvement d'une plaque à partir de son pole de rotation




    Figure4 : les poles de rotation des plaques (carte en projection Mollweide et polaires Nord et Sud)





    Figure5 : La sismicité dans le monde (carte en projection Mollweide)



    Déformation autour d'une faille

    Dans le cas général, le mouvement de part et d'autre d'une faille qui sépare deux blocs tectoniques n'est pas du tout ce que l'on imagine. On suppose que si les deux blocs sont rigides et se déplacent différement, alors on doit voire la faille qui marque la frontière entre les deux blocs glisser à vitesse constante : les quelques millimètres ou centimètres par an qui vont faire des centaines de km sur des dizaines de millions d'années. Il n'en est rien !

    En général, le plan de faille entre deux blocs est une zone "rugueuse" sur laquelle le glissement ne s'effectue pas facilement. Alors que les deux blocs veulent glisser le long l'un de l'autre, la faille elle est bloquée. Il se produit donc à une accumulation de déformation élastique entre les blocs qui bougent bien l'un par rapport à l'autre loin de la faille, mais pas du tout le long de la la faille (figure 6).
    Les deux blocs se déforment alors suivant un profil en arc tangente... pendant un certain temps. Il arrive un momment ou la déformation accumulée est "plus forte" que la friction sur la faille, et celle ci lache d'un coup : c'est un séisme. En quelques instants, toute la déformation accumulée pendant des siècles est rattrapée, et les blocs reprennent leur forme initiale.
    En période inter-sismique (entre deux séismes donc, le profil de la déformation entre les deux blocs, de part et d'autre de la faille donc, suit une loi en arctangente.

    dans laquelle :
    • Vs est la vitesse de la faille
    • x est la distance à la faille
    • d est la profondeur de la faille

    Le graphique ci-contre (figure 7), montre différents profils de déformation pour des profondeurs de faille allant de 5 à 50 km. Plus la faille est superficielle plus la bande de déformation est localisée. Au contraire, plus la faille est profonde, plus la bande de déformation est étalée. Grosso modo, il faut s'éloigner de trois fois la profondeur de la faille pour atteindre 80% de la déformation totale. Dans le cas d'un plan de faille qui atteint 50 km de profondeur, il faut donc s'éloigner de 150 km de part et d'autre de la faille pour atteindre 8 mm/an de mouvement relatifs entre deux points séparés par une faille à 10 mm/an sur le long terme (courbe et zone bleue sur le graphe). si l'on se place à 10 km de part et d'autre de la faille, on ne "verra" qu'un mouvement de 1/2 mm/an !

    Du coup, si l'on regarde le déplacement au cours du temps d'un point situé à proximité d'une faille bloquée(figure 8), on se rend compte que ce mouvement dépend de la proximité de la faille. Un point situé très loin de la faille ne "sent" pas si elle est bloquée ou non. Son mouvement est linéaire au cours du temps et vaut toujours 100% du mouvement du bloc tectonique sur lequel il se trouve (c'est l'asymptote du graphique). A l'inverse, un point situé très près de la faille (courbe bleue) ne bougera pas pendant tout le temps du cycle inter-sismique, puis se déplacera d'un coup de manière à rattraper le retard accumulé. Ce déplacement instantané est bien sur du à un séisme et est nommé co-sismique. Le déplacement d'un tel point montre donc une courbe en dent de scie avec des périodes successives d'accumulation lente de déformation (inter-sismique) et de relachement instantané de la déformation (co-sismique). Des stations situées à des distances intermédiares montreront un déplacement mitigé : un peu d'accumulation inter-sismique (d'autant plus qu'elles sont proches de la faille), un peu de relachement co-sismique (d'autant moins qu'elles sont loin de la faille). Sur le long terme, après intégration de plusieurs de ces cycles, le déplacement total de toutes les stations est bien sur identique et égal au mouvement total du bloc, puisque celui ci est rigide.

    Dans le détail, au momment d'un séisme, les chose sont peut etre plus compliquées qu'un simple mouvement instantané. en effet, il est fort possible que des petits déplacement aient lieu quelques temps avant le séisme qui se prépare. Ce sont des mouvements pre-sismique, précurseurs du séisme. D'autre part, il est aussi possible que le séisme ne rattrape pas toute la déformation accumulée, mais seulement une partie. Dans ce cas, il y aurait une déformation post-sismique qui s'étalerait sur un certain temps après le séisme. On peut meme imaginer que la déformation co-sismique dépasse ce qui est nécéssaire (comme un ressort comprimé qui se détend d'un coup va dépasser sa position d'équilibre avant de revenir à sa longueur au repos) et qu'ensuite on revienne à la normale, avec un déplacement opposé donc à celui au long terme sur la faille.

    Figure6 : Déformation de deux blocs qui coulissent l'un contre l'autre le long d'une faille "bloquée"




    Figure7 : Profils de déformation d'une faille bloquée




    Figure8 : Evolution de la position d'une station proche d'une faille au cours du temps




    Figure9 : Zoom sur un séisme








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