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):
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 :
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 :
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 .
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.
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| 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 !
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 ! |
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 |