Pourquoi les tremblements de terre se produisent (et pourquoi nous ne pouvons pas les prévoir)

Il était 5 h 12 du matin, le 18 avril 1906, et la majeure partie de San Francisco dormait encore. Sous Sacramento Street, et le long d'environ 477 kilomètres de la faille de San Andreas, deux énormes dalles de la croûte terrestre qui étaient restées soudées l'une à l'autre pendant des décennies finirent par lâcher. La plaque pacifique se déporta brutalement vers le nord-ouest, dépassant la plaque nord-américaine en quelques secondes, le sol se souleva, et un séisme de magnitude 7,9 traversa la ville. En quelques minutes, les premiers incendies montaient à travers les décombres en direction de la baie, et au cours des trois jours suivants, ces incendies allaient causer bien plus de dégâts que les secousses elles-mêmes. Lorsque la fumée se dissipa, une grande partie de la ville avait disparu.

Ce qui s'est produit ce matin-là n'était pas une violence aveugle d'une planète en colère. C'était la libération soudaine d'une énergie qui s'était accumulée discrètement dans les roches pendant toute une vie humaine, relâchée de la seule manière que la physique autorise. Comprendre comment cela fonctionne explique à la fois pourquoi les tremblements de terre sont inévitables le long de certaines lignes sur la carte et pourquoi, malgré plus d'un siècle d'études attentives, nous sommes toujours incapables de vous dire le jour où l'un d'eux frappera. Voici l'histoire de ce qu'est réellement un tremblement de terre, de la façon dont nous le mesurons, et des raisons pour lesquelles la prévision que nous appelons de nos vœux reste hors de portée.

La lente compression et la rupture soudaine

Dépouillé de tout dramatisme, un tremblement de terre est un événement mécanique remarquablement simple. C'est la libération rapide de la déformation élastique emmagasinée dans les roches de part et d'autre d'une faille. Une faille est une fracture de la croûte où deux blocs de roche peuvent se déplacer l'un par rapport à l'autre, et le mot clé de cette définition est « élastique ». La roche, bien qu'elle paraisse parfaitement rigide lorsqu'on se tient dessus, se comporte un peu comme un ressort d'acier sous une pression continue. Elle se courbe.

Le malentendu essentiel à dissiper est l'image de plaques glissant sans heurt l'une contre l'autre. Ce n'est pas le cas. Les deux bords d'une faille s'accrochent par frottement et se verrouillent l'un à l'autre, parfois pendant des centaines d'années, mais les forces qui entraînent le mouvement des plaques ne cessent jamais de pousser ; ainsi, tandis que la surface de la faille reste bloquée, la roche de part et d'autre se déforme lentement, emmagasinant de l'énergie exactement comme le fait une règle que l'on courbe. Finalement, la contrainte accumulée dépasse la résistance du frottement qui maintenait la faille fermée. La roche revient brutalement vers sa forme non contrainte, les deux blocs se déplacent l'un par rapport à l'autre en quelques secondes, et toute cette énergie élastique emmagasinée se dissipe sous la forme des secousses que nous ressentons.

Cette idée, selon laquelle les failles se chargent lentement et se rompent soudainement, porte le nom de théorie du rebond élastique, et elle fut formulée juste après 1906 par le géophysicien Henry Fielding Reid. Il remarqua que des lignes de relevé traversant la faille de San Andreas s'étaient visiblement courbées dans les années précédant le séisme, puis violemment redressées pendant celui-ci, comme un arc bandé que l'on relâche. Plus d'un siècle plus tard, le rebond élastique demeure le fondement de la manière dont les géologues comprennent le comportement des failles, et il s'accompagne d'un corollaire dérangeant : toute faille verrouillée est, par définition, en train d'emmagasiner en ce moment même l'énergie de son prochain tremblement de terre.

La faille de San Andreas et les trois façons dont la roche peut se rompre

La faille qui a détruit San Francisco est l'exemple canonique de l'un des trois types de failles fondamentaux, et il vaut la peine de les rencontrer tous les trois car ils correspondent parfaitement à l'architecture de la tectonique des plaques. La faille de San Andreas est une fracture presque verticale qui marque la frontière entre la plaque pacifique et la plaque nord-américaine, s'étendant sur environ 1 200 kilomètres de la mer de Salton au sud jusqu'au cap Mendocino au nord, passant suffisamment près de villes comme Daly City pour que la frontière entre deux plaques majeures traverse presque les jardins des habitants.

Les failles sont classées selon la manière dont les deux blocs se déplacent l'un par rapport à l'autre. La faille de San Andreas est une faille décrochante, ce qui signifie que les blocs glissent horizontalement l'un contre l'autre avec peu de mouvement vertical, comme deux mains qui se frottent paume contre paume. Le deuxième type est la faille normale, qui se forme là où la croûte est tirée et étirée, permettant à un bloc (le toit) de s'abaisser par rapport à l'autre. Le troisième est la faille inverse, ou sa cousine à faible pendage, la faille de chevauchement, qui se forme là où la croûte est comprimée, poussant le toit vers le haut et par-dessus l'autre bloc.

Ces trois styles ne sont pas arbitraires. Ils correspondent aux trois choses que peuvent faire les frontières de plaques. Là où les plaques glissent l'une contre l'autre, on obtient un jeu décrochant ; là où elles s'écartent, on obtient un jeu normal ; là où elles entrent en collision et que l'une est forcée sous l'autre, on obtient un jeu inverse et chevauchant. La façon dont le sol se rompt lors d'un tremblement de terre donné est donc une lecture directe des forces plus vastes qui façonnent cette portion de la planète, ce qui explique pourquoi un géologue peut souvent vous raconter l'histoire tectonique locale à partir du seul mouvement enregistré sur une seule faille.

Mettre un chiffre sur les secousses

Pendant la majeure partie de l'histoire humaine, les tremblements de terre ne pouvaient être décrits que par leurs effets, ce qui rendait impossible toute comparaison sérieuse entre un événement et un autre. Cela changea en 1935, lorsque Charles Richter, travaillant avec Beno Gutenberg à Caltech, publia l'échelle de magnitude locale afin de ramener les séismes du sud de la Californie à un chiffre unique, dérivé de l'ampleur des oscillations enregistrées sur un sismographe standard.

La caractéristique déterminante de cette échelle est qu'elle est logarithmique, et c'est le fait le plus mal compris à propos des tremblements de terre. Chaque pas d'un nombre entier sur l'échelle représente une augmentation d'environ dix fois de l'amplitude du mouvement du sol et, comme l'énergie varie de manière encore plus abrupte, environ 32 fois plus d'énergie libérée. Ainsi, une magnitude 7 n'est pas « deux fois plus grande » qu'une magnitude 6 au sens ordinaire du terme. Elle secoue le sol environ dix fois plus fort et libère quelque chose comme 32 fois plus d'énergie. Grimpez de deux pas, de la magnitude 6 à la magnitude 8, et vous parlez d'un bond d'environ mille fois en énergie.

L'échelle de Richter rendit de bons services pour les séismes modérés, mais elle présentait un défaut fatal à son extrémité supérieure. Elle sature au-delà de la magnitude 7 environ, ce qui signifie que les plus grands tremblements de terre ressortaient tous avec des chiffres similaires, même lorsque l'un était bien plus destructeur que l'autre, car les ondes que mesurait Richter cessent de croître proportionnellement à la véritable ampleur des ruptures géantes. En 1979, Thomas Hanks et Hiroo Kanamori introduisirent l'échelle de magnitude de moment pour corriger cela. Au lieu de lire l'amplitude d'une seule onde, elle se calcule à partir des ingrédients physiques de la rupture elle-même : la surface de la faille qui a glissé, la distance sur laquelle elle a glissé, et la rigidité de la roche. Cela donne aux plus grands événements la taille qu'ils méritent réellement, et c'est l'échelle citée chaque fois qu'un séisme majeur fait l'actualité, même si les gens continuent d'appeler vaguement cela « l'échelle de Richter ».

Du foyer caché à la carte triangulée

Tout tremblement de terre commence en un point de la croûte où la rupture se déclenche pour la première fois, appelé le foyer, ou hypocentre. L'endroit à la surface directement au-dessus, le lieu que les gens considèrent comme la localisation du séisme, est l'épicentre. Depuis le foyer, l'énergie rayonne vers l'extérieur sous la forme de plusieurs familles d'ondes sismiques qui se propagent à des vitesses différentes, et cette différence de vitesse se révèle être l'astuce qui nous permet de localiser les tremblements de terre.

Les plus rapides sont les ondes P, ou ondes primaires, qui sont des ondes de compression, poussant et tirant la roche dans la direction où elles se propagent, un peu comme le son à travers le sol. Derrière elles viennent les ondes S, ou ondes secondaires, plus lentes, qui cisaillent la roche d'un côté à l'autre et ne peuvent traverser les liquides. En dernier, et généralement les plus destructrices, viennent les ondes de surface, qui se propagent le long du sol lui-même et provoquent une grande partie des secousses qui font s'effondrer les bâtiments. Un seul tracé de sismographe montre cette séquence étalée dans le temps : l'onde P d'abord, puis l'onde S, puis le long roulement des ondes de surface.

L'écart entre les arrivées de l'onde P et de l'onde S est la clé. Comme les deux ondes se propagent à des vitesses connues et différentes, la taille de cet écart temporel indique à un sismologue la distance à laquelle se trouvait le foyer, de la même façon que l'on estime la distance d'un éclair à partir du délai entre l'éclair et le tonnerre. Une seule station vous donne la distance mais pas la direction, il en faut donc au moins trois. Chaque station trace un cercle de distances possibles autour d'elle, et le seul endroit où les trois cercles se rencontrent est l'épicentre. Cette triangulation, réalisée aujourd'hui à travers des réseaux mondiaux qui partagent leurs tracés en quasi-temps réel, localise un tremblement de terre n'importe où sur la planète en quelques minutes.

Quand le plancher océanique se soulève et que l'océan répond

Les plus grands tremblements de terre que produit la Terre, et de loin les plus meurtriers, se produisent sur un type particulier de faille dissimulée sous la mer. Aux zones de subduction, où une plaque tectonique plonge sous une autre, le contact entre la plaque océanique descendante et la plaque chevauchante forme une surface en pente douce appelée le mégachevauchement. Comme cette interface peut se verrouiller sur une surface immense, elle emmagasine une quantité colossale de déformation avant de céder, et lorsqu'elle cède, elle produit les plus grands chiffres de l'échelle de magnitude.

Le séisme de Valdivia de 1960, au large des côtes du Chili, atteignit la magnitude 9,5, la plus élevée jamais enregistrée par les instruments, et le séisme de Tohoku de 2011, au large du nord-est du Japon, atteignit la magnitude 9,0 ou 9,1. Ce qui rend les événements de mégachevauchement uniquement dangereux n'est pas seulement leur ampleur mais leur géométrie. Lorsque la faille se rompt, elle pousse vers le haut une vaste étendue du plancher océanique de plusieurs mètres, et ce déplacement soudain repousse toute la colonne d'eau située au-dessus. Le résultat est un tsunami, une série d'ondes à grande longueur d'onde qui peuvent traverser un océan et dévaster des littoraux à des milliers de kilomètres de l'épicentre. L'eau qui a déferlé sur les terres au Japon en 2011 était la conséquence directe du saut du fond marin durant ces quelques minutes de rupture.

Pourquoi la réponse honnête est « nous ne savons pas quand »

Compte tenu de tout ce que nous comprenons désormais, la question évidente est de savoir pourquoi nous ne pouvons pas simplement prévoir le prochain. Nous savons où se trouvent les failles dangereuses, et nous savons qu'elles se chargent lentement et se rompent soudainement. Nous pouvons même estimer, à partir des séismes passés et de la lente accumulation de la déformation, la probabilité à long terme qu'une faille donnée se rompe au cours des prochaines décennies. Ce genre de prévision, exprimée en probabilités sur une période de plusieurs années, est réellement utile et sert de base aux codes de construction et aux assurances.

Ce que nous ne pouvons pas faire, c'est prédire le jour, l'heure, la magnitude. La raison est inscrite dans la physique décrite plus haut. Une faille reste verrouillée jusqu'à ce que la contrainte dépasse tout juste le frottement qui la maintient fermée, et ce seuil dépend de détails que nous ne pouvons pas mesurer : la rugosité exacte de la surface de la faille à des kilomètres sous terre, la répartition précise des contraintes, la pression des fluides dans de minuscules fissures. Une différence infime et non mesurable au moment critique décide si une petite portion glisse sans dommage ou si la rupture s'amplifie en un grand tremblement de terre. Des décennies passées à rechercher des signaux précurseurs fiables, des secousses précurseures, une inclinaison du sol, des variations dans l'eau des puits, le comportement des animaux, n'ont rien produit qui fonctionne de manière constante, car ces mêmes petits signaux apparaissent en permanence sans qu'aucun tremblement de terre ne s'ensuive. La position intellectuellement honnête, partagée à travers la communauté scientifique, est que la prédiction des tremblements de terre à court terme n'est actuellement pas possible, et ne le sera peut-être jamais. La meilleure protection n'est pas de prédire l'avenir mais de construire en vue de la rupture que nous savons à venir.

Points clés à retenir

Un tremblement de terre est la libération rapide de la déformation élastique qui s'accumule à mesure que la roche de part et d'autre d'une faille verrouillée se déforme lentement sous le mouvement implacable des plaques, jusqu'à ce que le frottement cède et que les blocs se déplacent brutalement l'un par rapport à l'autre, une idée d'abord formalisée sous le nom de théorie du rebond élastique après le séisme de San Francisco de 1906. Les failles se présentent en trois types, décrochante, normale et inverse, qui correspondent directement aux trois choses que font les frontières de plaques (glisser l'une contre l'autre, s'écarter ou entrer en collision), avec la faille de San Andreas comme exemple classique de faille décrochante. La magnitude est logarithmique, de sorte que chaque pas signifie environ dix fois le mouvement du sol et environ 32 fois l'énergie, ce qui explique pourquoi l'échelle de Richter de 1935 fut finalement remplacée pour les grands événements par l'échelle de magnitude de moment de 1979, construite à partir de la surface de la faille, du glissement et de la rigidité de la roche. Les tremblements de terre commencent à un foyer situé sous un épicentre, émettent des ondes P, S et de surface dont les vitesses différentes permettent à trois stations de trianguler la localisation, et atteignent leur forme la plus catastrophique aux mégachevauchements de subduction, où des ruptures comme celles de Valdivia en 1960 et de Tohoku en 2011 soulèvent le plancher océanique et déclenchent des tsunamis traversant les océans. Nous pouvons prévoir des probabilités à long terme, mais le moment exact de la rupture dépend de conditions souterraines inaccessibles et d'un seuil de déclenchement d'une sensibilité infinitésimale, c'est pourquoi une prédiction fiable à court terme reste hors de notre portée.