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Au cours des années 1960 l'accumulation de décennies d'observations variées permit aux physiciens du globe de s'accorder sur deux théories simples, l'une permettant de modéliser les mouvements des plaques tectoniques, l'autre permettant de modéliser la rupture sismique. Les développements de la géodésie allaient alors permettre d'apporter des validations supplémentaires et des raffinements à ces modèles. Les données de nivellement, extrêmement précises, apportèrent des contributions fondamentales à l'étude des séismes. Dès leur apparition, les mesures de géodésie spatiale basées sur le VLBI et le SLR fournirent les premières mesures géodésiques directes des mouvements des plaques. L'arrivée, à l'aube des années 1990, de deux nouveaux outils, le GPS et l'interférométrie radar à synthèse d'ouverture, constitua un tournant majeur qui allait donner peu à peu un rôle fondamental à la géodésie dans l'étude de la dynamique de la Terre de l'échelle globale à l'échelle locale. La précision et la densité croissante d'observations GPS (puis GNSS), la disponibilité de séries temporelles de plus en plus longues, couvrant désormais trois décennies, a permis de faire progresser considérablement les modèles initiaux. Le caractère non purement élastique de la croûte et du manteau sous-jacent est clairement démontré par de nombreux enregistrements de mouvements distribués dans le temps, comme par exemple les relaxations post-sismiques qui peuvent être observées pendant des années après les plus gros séismes. Ces observations apportent des contraintes sur la rhéologie de l'intérieur de la Terre dans les zones où les séismes nucléent et par conséquent sur les temps nécessaires pour que des contraintes migrent dans le milieu d'une zone aux zones adjacentes qui pourraient à leur tour rompre parce que d'autres failles s'y trouvent. Il existe aussi des observations de plus en plus nombreuses montrant l'existence de glissements asismiques sur des failles, ceci à toutes les échelles, depuis des petites failles très superficielles jusqu'à de grandes interfaces de subduction. L'existence de ce type de phénomène fut envisagé dès le grand séisme du Chili de 1960 au cours duquel des enregistrement de sismomètres longue période et de gravimètres indiquaient que près de la moitié de l'énergie sismique avait vraisemblablement été libérée de manière « silencieuse » dans les minutes précédant le choc principal. Mais ce n'est qu'à partir de l'arrivée du GPS que ces phénomènes ont pu être observés de mieux en mieux, puis utilisés quantitativement pour modéliser les processus. Les grands séismes sont souvent les plus destructeurs et ce sont aussi ceux qui génèrent les plus gros signaux. Ce sont donc ceux sur lesquels le GPS a permis de faire les plus grandes avancées théoriques ces dernières années. Cependant ces grands séismes sont rares et ne sont pas le reflet de la diversité de la déformation tectonique de la Terre qui possède aussi des zones de déformation plus faible, plus distribuée, et dans lesquelles, a priori, l'aléa est moins élevé. C'est le cas de l'Europe et de la Méditerranée par exemple. Si dans ces régions l'aléa est plus faible, le risque sismique n'en est pas moins négligeable, en raison de la densité de population, de la possible existence d'infrastructures à risques, et de la possibilité d'événements rares mais très forts et très superficiels et potentiellement très meurtriers s'ils se produisent sous une ville. Les failles responsables de ces séismes peuvent être de dimensions assez modestes, typiquement 10 à 20 km. La surveillance géodésique de telles failles est un challenge à la fois pour l'interférométrie radar et pour le GNSS. Pour l'interférométrie radar parce que la rareté des événements impose de s'intéresser à de longues séries temporelles de données, bien plus longues que la durée de vie d'une mission spatiale. Pour le GNSS parce que la taille de grille nécessaire au sol est du kilomètre typiquement, donc à plusieurs ordres de grandeur de la densité des réseaux GNSS permanents existants ou envisageables dans n'importe quel pays. En conséquence la capacité future des scientifiques et des pouvoirs publics à appréhender les déformations liées à des séismes modérés à forts, jusqu'à la magnitude 6, dépend de leur capacité à mettre en place des méthodes nouvelles permettant de mesurer non plus seulement des ensembles peu nombreux de points GNSS épars, mais des lignes continues d'observations par exemple en utilisant tous types de réseaux (réseaux de communications ferroviaires, routiers, ... ; réseaux électriques, informatiques, ...) continus et maillés.
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