R.D. Hyndman, G.C. Rogers, H. Dragert, K. Wang, D. Oleskevich, J. Henton, J.J. Clague, J. Adams, P.T. Bobrowsky

On reconnaît d'après le zonage séismique que le risque de séisme est élevé pour le sud-ouest de la Colombie-Britannique et la partie adjacente des états-Unis. Cependant, la menace que constituent les grands séismes de charriage (M>8) sur la zone de subduction de Cascadia, qui s'étend de la Colombie-Britannique méridionale à la Californie septentrionale, est mal comprise. Bien que courants dans la plupart des autres zones de subduction, aucun événement de ce genre ne s'est produit sur cette côte au cours de la période historique couvrant les 200 dernières années. Un programme multidisciplinaire a maintenant permis de démontrer que de tels séismes se sont produits par le passé et que les contraintes de déformation élastique qui s'accumulent entraîneront la rupture de la faille. Les indications paléoséismiques englobent la submersion brusque de marais littoraux intertidaux et des couches de turbidite résultant de glissements de terrain sous-marins profonds répandus. L'intervalle entre les grands séismes passés a été d'une durée moyenne de 500 ans, mais ils se sont produits à intervalles irréguliers, le dernier il y a environ 300 ans. Des mesures géodésiques précises répétées montrent bien le rétrécissement et la déformation de la région côtière auxquels on peut s'attendre dans le cas d'une faille chevauchante figée de zone de subduction. La zone séismique est inhabituellement étroite, se limitant à l'aire comprise sous la plate-forme continentale, ce qui abaisse quelque peu le risque pour les villes de l'intérieur des terres. Cependant, une rupture totale, comme celle du scénario proposé pour le dernier grand événement, produirait un séisme de magnitude 9 environ.

Figure 1: La zone de subduction de Cascadia

Peu de personnes mettent en doute le haut niveau de risque sismique sur la côte Ouest du Canada. Au cours du siècle dernier, il y a eu quatre grands séismes (M>7) dans le sud-ouest de la Colombie-Britannique et dans le nord-ouest de l'état de Washington. Toutefois, il n'y a pas eu de séismes géants caractéristiques des zones de subduction associées aux marges continentales convergentes sur la côte Ouest dans les temps historiques, et jusqu'à récemment, plusieurs personnes croyaient qu'il y avait peu de chances qu'il s'en produise (voir la figure 1). Le cri d'alarme qui annonçait que de tels événements ne devraient pas être ignorés a été sonné il a environ 10 ans (Heaton et Kanamori, 1984; Heaton et Harzell, 1987: Rogers, 1988), mais les preuves à l'appui étaient limitées. Toutefois, les données accumulées depuis quelques années ne laissent guère de doutes que des séismes géants ont eu lieu dans le passé et auront lieu dans le futur.

Il est difficile d'estimer le risque sismique relié aux séismes de subduction (les tremblements de terre associés aux failles de chevauchement situées le long des zones de subduction). Il faut comprendre comment on évalue le risque sismique.

Figure 2: Faille de Queen Charlotte

L'emplacement géographique et la fréquence des rares grands tremblements de terre qui font beaucoup de dommages peuvent normalement être évalués grâce à la configuration des petits séismes plus fréquents. Il y a plusieurs années, B. Gutenberg et C. Ritcher ont présenté une relation de récurrence systématique entre la magnitude et la fréquence des tremblements de terre pour les zones de faille actives. Pour une région source donnée, le nombre moyen de séismes diminue régulièrement avec l'accroissement de leur taille jusqu'à une magnitude maximale. Cette récurrence est démontrée pour la faille transformante de la Reine Charlotte sur la figure 2. La magnitude maximale est déterminée par l'événement qui rompt, ou casse, la faille sur toute sa longueur. La fréquence moyenne des très grands séismes peut donc être évaluée même si de tels événements n'ont pas été notés historiquement. L'évaluation du risque sismique pour un site est généralement basée sur cette relation. La relation de récurrence est utilisée pour calculer la probabilité qu'une magnitude donnée de tremblement du sol soit dépassée pendant un intervalle de temps donnée. On fait la conception des édifices et autres structure en tenant compte de cette relation (comme le Code national du Bâtiment de 1995).

Malheureusement, cette relation ne s'applique pas dans certaines régions.

Figure 3: La zone de subduction de Cascadia

Cette défaillance de l'approche magnitude-fréquence est particulièrement grave dans la région côtière de l'Ouest de l'Amérique du Nord entre le cap Mendocino (nord de la Californie) et les îles de la Reine Charlotte (Colombie-Britannique) (voir la figure 3). Dans cette région, la plaque océanique Juan de Fuca plonge sous le continent nord américain le long de la zone de subduction de Cascadia (on dit qu'elle est subduite, voir la figure 1 ). Même si l'activité sismique est relativement élevée en certains endroits (on y a enregistré des séismes de magnitude 7 en 1918, 1946, 1949 et en 1965), aucun tremblement de terre, de quelque magnitude que ce soit, n'a été enregistré le long de la faille de chevauchement, associée à la plaque en subduction (voir la figure 4), et ce, malgré les réseaux étendus de séismomètres établis dans le sud-ouest de la Colombie-Britannique et dans l'ouest de l'état de Washington depuis les vingt dernières années.

Dans une perspective planétaire, cette absence de séismes de subduction, petits et grands, est surprenante. La plupart des grands séismes (définis comme ayant une magnitude de 8 ou plus) ont eu lieu le long des failles de chevauchement associées aux zones de subduction, et on a répertorié historiquement des grands tremblements de terre dans la plupart des zones de subduction. De tels événements sont surtout concentrés autour de l'océan Pacifique où sont situés la majorité des zones de subduction. La zone de subduction de Cascadia semble être une anomalie. Toutefois, nous devons nous rappeler que l'histoire écrite pour cette région est courte. à peine 200 ans se sont écoulés depuis les premières visites de la région par les capitaines Juan Perez (1774) et James Cook (1775).

Figure 4: La zone de subduction de Cascadia

Cette carence d'écrits historiques contraste avec les compte rendus japonais détaillés sur les grands séismes de subduction et sur les tsunamis, qui remontent jusqu'au septième siècle (voir Ando, 1975).

Trois hypothèses permettent d'expliquer l'absence de grand séismes le long de la côte de Cascadia : (1) La plaque Juan de Fuca n'est plus convergente et n'est plus subduite sous la plaque nord-américaine. (2) La subduction continue mais elle est accommodée par un glissement stable et continu, et n'est pas ponctuée par le comportement du type glisser-bloquer des séismes. (3) La faille est complètement figée, ou bloquée, et ne présente plus de mouvement pour générer même de petits séismes. Les deux premières hypothèses permettent de supposer que les évaluations de risque sismique pour la région qui sont basées sur les compte rendus historiques de la sismicité régionale sont appropriées. La troisième hypothèse laisse entendre qu'il existe un potentiel pour des séismes très grands et très destructeurs qui n'a pas été inclus dans la plupart des anciennes évaluations de risque.

Il y a vingt ans, on a beaucoup discuté la première option et Riddihough et Hyndman (1976) ont présenté une variété de preuves selon lesquelles la convergence et la subduction étaient actives. Depuis ce temps, on a réalisé de nombreuses études sur la marge continentale de Cascadia. Elles nous permettent d'affirmer avec beaucoup d'assurance que la convergence continue. Un type de preuve est le plissement et la formation de failles qu'on peut voir dans les images de sismique réflexion de sédiments récents situés à la base du talus continental. Ces sédiments ont été déposés sur le fond océanique sous la forme de couches horizontales mais même les séquences quaternaires de moins d'un million d'années sont fortement plissées et faillées (voir Davis et Hyndman, 1989). Un peu comme la lame d'un bulldozer, la croûte continentale continue de les arracher de la croûte océanique plongeante. Peut-être que la preuve la plus dramatique d'une subduction active fut l'éruption volcanique du mont St. Helens en 1980. De telles éruptions tirent leurs origines de la fusion qui se produit quand la croûte océanique plongeante atteint une profondeur d'environ 100 km sous le continent. (voir la figure 1) . à l'intérieur des terres, une chaîne de volcans de type « arc volcanique » s'étend du nord de la Californie jusque dans le sud de la Colombie-Britannique. Ils sont géologiquement actifs, bien que de nombreux soient dormants depuis les temps historiques. Les limites géographiques au nord et au sud de cette ligne de volcans correspondent à l'étendue de la plaque Juan de Fuca qui plonge en dessous (voir la figure 3) . Le principe de la tectonique des plaques, selon laquelle les volcans en arc ne se trouvent qu'aux endroits où la subduction est active, s'applique en effet ici. Le débat sur la seconde hypothèse, soit la subduction continue asismique (sans tremblement de terre), a continué jusqu'à tout récemment. Ici encore, les preuves du contraire sont maintenant abondantes, surtout les preuves paléosismiques (les traces laissées dans l'histoire géologique par les grands séismes) et les preuves acquises grâce aux mesures de l'accumulation des déformations élastiques dans le continent près de la côte. La déformation observée correspond à celle d'une faille de charriage bloquée. On discute davantage de ces deux types de preuves ci-après.

Il nous reste la dernière hypothèse. De grands séismes se produisent, mais le dernier a eu lieu il y plus de 200 ans, c'est à dire avant que de telles données ne soient consignées. Ainsi, nous devons faire face à la grave conséquence que le risque sismique est considérablement plus élevé qu'on ne le pensait.

Figure 5: marais littoraux de zone intertidal

De grands séismes se sont produits sur la marge continentale de Cascadia à des intervalles de quelque siècles à plus de mille ans selon les données paléosismiques recueillies sur la côte de la Colombie-Britannique, de l'état du Washington et de l'état de l'Orégon. Dans les bras de mer et les baies abritées il se développe de la végétation de marais littoraux intertidaux (à la limite de l'estran). Les excavations sous ces marais laissent voir une histoire remarquable. à des profondeurs de 0,3 à 1 mètre on voit des couches de tourbe enfouies faites de végétation identique à la végétation de marais actuelle (pour un résumé des données, voir Atwater et al., 1995). Un exemple est de la côte ouest de l'île de Vancouver est donné à la figure 5 (d'après Clague et Bobrowsky, 1994a). On interprète ces couches de tourbe comme étant de l'ancienne végétation de marais littoraux de zone intertidale qui a été submergée par une brusque subsidence lors d'anciens grands séismes. à la suite de chaque grand tremblement de terre, la boue littorale s'est accumulée sur le marais noyé, a reconstruit la surface jusqu'à la hauteur de la demi-marée et la végétation s'est rétablie. Les séismes de magnitude 9 qui se sont produits au Chili (1960) et en Alaska (1964) ont produits de tels marais enfouis.

Ce qui rend l'histoire encore plus convaincante c'est la présence de couches de sable sur la surface de plusieurs des marais enfouies (voir Clague et Bobrowsky, 1994b). Ce sable a été apporté par le grand tsunami qui s'est précipité dans la région côtière subsidée. La simulation théorique ainsi que les traces préservées dans l'histoire géologique indiquent que les vagues on pu atteindre des élévations de 5 à 10 mètres sur le littoral ouvert et encore beaucoup plus dans certains bras de mer confinés. La datation au carbone 14 et le nombre d'anneaux de croissance des arbres noyés sur des sites allant du nord de la Californie au sud de la Colombie-Britannique montrent que le dernier grand événement de Cascadia remonte à environ 300 ans (voir Atwater et al., 1995). Une étude récente sur les anneaux de croissance des arbres a conclu que le dernier événement s'est produit en l'an 1700 (voir Jacoby, 1995). L'intervalle entre les grands séismes est irrégulier mais la moyenne est d'environ 500 ans.

Figure 6: alternance de couches

D'autres preuves de grands séismes dans le passé viennent des dépôts de sédiments loin au large de la côte, dans le bassin profond de Cascadia. Des carottes mesurant jusqu'à 8 mètres de long, prélevées par une équipe de l'Université d'état de l'Orégon, montrent une alternance de couches de boue fine et de couches sablonneuses (voir la figure 6), une séquence cyclique connue sous le nom de turbidite. Les couches à granulométrie grossière sont interprétées comme ayant été formées par des glissements sous-marins déclenchés par de grands séismes (Adams, 1990). Les glissements auraient entraîné les sédiments sablonneux du talus continental jusqu'au plancher océanique. Les couches de boue fine, entre les couches de sable, ont été formées par la fine pluie de sédiments fins qui se déposaient au fond de l'océan entre les glissements (les turbidites). Adams a fourni des arguments démontrant que les couches de turbidite dans les carottes prélevées le long de 500 km de côtes étaient simultanés, et avaient donc été déclenchées par le même grand séisme. Ici encore il est difficile de déterminer avec précision les dates des séismes , mais un horizon marqueur important, qui donne l'intervalle moyen entre les événements, est localisé près de la base de certaines carottes. Cet horizon contient des cendres volcaniques issus de l'éruption du Mont Mazama en Orégon (maintenant connu sous le nom de Crater Lake) qui datent de 7700 ans; cette éruption gigantesque était du même type que l'éruption plus récente du Mont St. Helens. En supposant un taux constant pour le dépôt de la boue, on peut inférer pour les grands séismes une chronologie similaire à celle obtenue avec les marais littoraux noyés. La turbidite la plus récente dans les carottes datait d'environ 300 ans. Les intervalles entre les 13 derniers événements varient de 300 à 900 ans avec une moyenne de 590 ans.

Une autre preuve nous permet de dater avec précision le dernier grand séisme de Cascadia. Il est reconnu depuis longtemps que les grand séismes de Cascadia auraient dû produire des tsunamis comportant des vagues assez importantes pour être remarquées sur les côtes de l'Asie, et ce, même après avoir traversé l'océan Pacifique. Il pourrait donc y avoir une trace du dernier grand séisme de Cascadia dans les annales japonaises. L'arrivée d'un tsunami comportant des vagues de 2 à 3 mètres, ne correspondant à aucun tremblement de terre local, a été documenté à 5 sites le long des côtes japonaises en l'an 1700 (Satake et al., 1996). Satake et al. ont fourni des arguments qui excluaient des sources autres que Cascadia. Si on fait les corrections pour tenir compte du décalage horaire et du temps qu'aurait pris le tsunami pour traverser l'océan Pacifique jusqu'au Japon, le grand séisme responsable du tsunami a eu lieu sur la côte de l'Amérique du Nord le 26 janvier à environ 21 h.

La tradition orale des aborigènes de la côte Ouest vient appuyer cette conclusion d'un grand séisme survenu une nuit d'hiver (Heaton et Snavely, 1985; Clague, 1995). Dans la période un peu avant le contact avec les Européens, un grand séisme s'est produit la nuit. Il a été suivi par un grand tsunami qui a détruit le village à la tête de la de la baie de Pachena sur la côte Ouest de l'île de Vancouver (Arima et al., 1991). Selon un autre compte rendu, les canots se sont retrouvés dans les arbres.

Figure 7: Cycle sismique

Comme pour tous les séismes, les grands événements qui surviennent dans une zone de subduction sont complexes lorsqu'on les examine en détail. Toutefois, le processus de base est simple et peut être représenté par le modèle de rebondissement élastique développé la première fois pour la faille de San Adreas. La convergence continue des plaques océaniques entraîne la flexion et le plissement élastique de la croûte continentale et l'accumulation de contraintes élastiques dans la région de la faille bloquée. Après un certain temps, les contraintes accumulées excèdent la force de friction qui bloque la faille et il y a un glissement subit. L'énergie accumulée est dissipée sous la forme d'ondes sismiques. La faille se bloque à nouveau et le cycle continue. Pour la zone de subduction de Cascadia, le taux de convergence entre la plaque Juan de Fuca et la plaque nord-américaine est d'environ 40 mm par an. Si l'intervalle entre chaque événement est de 500 ans, le taux de convergence actuel représente un rétrécissement de 20 mètres entre chaque événement sismique. Un glissement aussi grand pourrait donc se produire lors d'un grand tremblement de terre. D'autres zones de subduction produisent généralement des grands séismes à tous les 100 à 200 ans. Les intervalles inhabituellement longs entre les événements de Cascadia signifient qu'il pourrait y avoir une accumulation de contraintes plus grande que normale et un glissement sismique très grand.

Les mesures de distance modernes utilisant la géodésie par satellite et la géodésie spatiale montrent que les déplacements des plaques par rapport à leurs frontières sont remarquablement constantes et correspondent aux moyennes géologiques à long terme.

Figure 8: La zone de subduction de Cascadia

La déformation élastique associée au cycle des séismes est limitée à une zone s'étendant sur quelques centaines de kilomètres près le la limite des plaques. La déformation dans le cycle des séismes comprend une composante visqueuse qui confère une dépendance temporelle à la configuration et au taux des déformations (voir Wang et al.,1994), mais en première approximation la réponse est élastique et est à un taux constant entre les séismes. Dans le modèle de séisme de subduction simple, la déformation permanente entraîne la marge continentale vers le bas et cause un bombement de flexion plus loin, à l'intérieur des terres (voir la figure 7) . De plus il y a également une région de rétrécissement de la croûte (voir la figure 8) . Au moment du séisme, la portion du continent du côté de l'océan rebondit en place et le bombement s'affaisse. C'est la remontée abrupte de la marge continentale qui est responsable des grands tsunamis. L'affaissement du bombement de flexion plus loin à l'intérieur du continent cause l'affaissement du littoral qui est préservé par les marais enfouis dans la zone intetidale.

Lors des grands séismes, il n'y a qu'une partie de la faille de chevauchement qui bouge. L'étendue bloquée de la zone sismique (en fait, la zone bloquée et la zone de transition définis plus loin) est limitée en amont-pendage (le long de la faille vers le haut) et en aval-pendage (le long de la faille vers le bas). La limite en aval-pendage, du côté des terres, est importante pour le risque sismique puisqu'elle détermine la distance la plus proche aux grands centres de population situés à 100 km de la côte Ouest. La limite en aval-pendage est importante pour la génération de tsunamis. La largeur totale de la zone sismogénique (qui peut générer le séisme) qui est perpendiculaire à la marge continentale a une influence importante sur la magnitude maximale des grands séismes.

Figure 9: nivellement de données

L'étendue de la zone bloquée le long de la faille de chevauchement peut être déterminée à partir de la configuration des déformations crustales intersismiques. (voir la figure 9) . Si la zone bloquée est étroite et ne s'étend que sur une petite distance en aval-pendange, la zone de déformation élastique sera étroite. Si la zone bloquée est large, la zone de déformation s'étendra sur une grande distance vers le continent. La comparaison de la configuration des déformations verticales et horizontales déterminées à partir de levés géodésiques avec les prévisions générées par un modèle simulant une faille bloquée montre que la faille de charriage est probablement bloquée sur toute la côte Ouest à partir du sud de la Colombie-Britannique jusqu'au nord de la Californie. On a également pu cartographier les variations de largeur de la zone bloquée en aval-pendage le long de la côte à partir de mesures géodésiques (Hyndman et Wang, 1995). La figure 9 illustre également les effets de la zone bloquée en comparant la déformation verticale de la mince zone bloquée du nord de Cascadia à l'île de Vancouver avec la zone bloquée plus large du sud-ouest du Japon.

Les vitesses de déformation sont très faibles et des mesures très précises sont nécessaires pour détecter un mouvement de quelques mm par an. On a utilisé cinq types de données géodésiques pour définir la configuration de la déformation actuelle dans la marge de Cascadia. (voir la figure 10) , soit : (1) l'arpentage répété d'anciennes lignes de nivellement, (2) les enregistrements marégraphiques à long terme, (3) les levés gravimétriques à répétition, (4) les réseaux d'arpentage de positionnement à répétition et (5) les réseaux de positionnement global (GPS) en continu. L'arpentage répété des lignes de nivellement utilise des techniques standard, par exemple la visée de mires calibrées sur des distances horizontales d'environ 40 m. Toutefois, on doit utiliser des méthodes spéciales et faire bien attention si on veut obtenir la précision nécessaire, même avec des levés répétés à des intervalles de 20 ans ou plus. Plusieurs levés de nivellement exceptionnels ont été réalisés par Levés géodésiques du Canada, spécifiquement pour étudier la déformation associée aux séismes.

Figure 10: Marge de Cascadia

Un levé bi-directionnel de 100 km exécuté à travers l'île de Vancouver a bouclé avec une erreur verticale de seulement 1 cm, un exploit remarquable (voir Dragert et al., 1994). Les marégraphes, normalement installés près du littoral sur la roche-mère, enregistrent continuellement le niveau de la mer par rapport au niveau de la côte. Les océanographes physiques pourraient être surpris à l'idée d'utiliser l'océan instable comme niveau de référence pour surveiller les déplacements verticaux de la surface terrestre. Toutefois, avec des marégraphes qui font continuellement de enregistrements depuis plus de 20 ans, c'est possible. Le temps d'enregistrement doit avoir été assez long pour pouvoir enlever non seulement les variations de marée, mais également les variations du niveau de la mer à long terme telles que El Nino. On doit aussi enlever l'élévation constante (eustatique) du niveau de la mer, d'environ 2 mm par an, suite à la fonte des glaciers du Pléistocène, qui se poursuit encore de nos jours. Finalement, tous les déplacements horizontaux doivent être corrigés pour tenir compte de la remontée isostatique, la lente remontée des terres enfoncées par le poids de la glace maintenant fondue, qui continue encore de nos jours. L'accélération gravitationnelle, ou la force d'attraction causée par la gravité «g», varie avec le carré de la distance à partir du centre de la Terre. Il est possible aujourd'hui d'utiliser des mesures très précises de g, répétées à quelques années d'intervalle, pour estimer le taux de remontée du littoral.

Ces trois types de mesures du mouvement horizontal, soit le nivellement, les marégraphes et la gravité, donnent des résultats similaires (Dragert et al., 1994). Pour la marge de Cascadia, il y a des taux de remontée actuels le long de la côte qui varient entre 1 et 4 mm par an. Le taux de remontée de la côte sud-ouest de l'île de Vancouver est d'environ 4 mm par an (Hyndman et Wang, 1995). Le taux de remontée diminue et approche le zéro à 100 km à l'intérieur des terres à partir du point de remontée maximale.

Deux types de levés ont permis de déterminer qu'il y avait déformation horizontale dans la région côtière. Le premier consiste en mesures répétées de distances par télémétrie laser entre des points de repères situées au sommet de montagnes éloignées jusqu'à 50 km les unes des autres. Le rétrécissement dans une direction perpendiculaire à la côte de Cascadia, attribué à l'accumulation des contraintes de grand séisme, a été démontré pour la première fois pour la région de Seattle et de la péninsule Olympique (voir Savage et al., 1991). C'est une procédure difficile et dispendieuse, surtout au sommet de montagnes côtières souvent envahies par la brume et la pluie. Ces dernières années, le GPS (global positionning system) a permis de faire des mesures verticales et horizontales sur des distances de plusieurs centaines de km avec assez de précision pour détecter l'accumulation de contraintes reliées aux séismes. En utilisant des mesures GPS en continu étalées sur plusieurs années, on a pu déterminer un taux de rétrécissement de 7 mm par an entre Victoria, sur la côte, et Penticton, situé à 300 km à l'intérieur des terres (voir Dragert et Hyndman, 1995 et la figure 8). L'incertitude n'est que d'environ 1 mm par an sur cette distance. Le site de Penticton est essentiellement fixe par rapport à la partie stable de la plaque nord-américaine. En se basant sur toutes les mesures de distances horizontales, le taux de rétrécissement dans les 100 km de la zone côtière est d'environ 10 mm par an. soit le quart du taux de convergence annuelle. Le restant du rétrécissement est accommodé par le plateau continental, au large des côtes. On est actuellement en train d'effectuer une expérience pour mesurer le rétrécissement crustal au large des côtes en utilisant la télémétrie acoustique de haute précision entre des points de repère sur le fond de la mer et la télémétrie GPS de la surface de la mer à des stations terrestres. Les taux actuels, mesurés sur la terre ferme représentent 10 km par million d'années ; le taux vertical représente de 1 à 4 km par million d'années. Ce sont des taux très rapides sur une échelle des temps géologique. Ils pourraient produire des montagnes côtières très élevées en très peu de temps, des montagnes qui n'existent pas ! Les études géologiques côtières ont également relevé des taux de mouvement verticaux beaucoup plus faibles sur des périodes beaucoup plus longues (voir Clague et al., 1982). Nous en concluons que la déformation actuelle est surtout de type élastique et qu'elle sera relâchée dans le rebondissement élastique qui accompagnera le prochain grand séisme.

On a estimé l'étendue en aval-pendage de la zone bloquée en comparant les données géodésiques avec des modèles mathématiques de la déformation (voir Dragert et al., 1994; Hyndman et Wang, 1995).

Figure 11: La zone de subduction de Cascadia

Les modèles incluent une zone de transition entre la zone totalement bloquée et la zone en aval-pendage à glissement libre sur la faille, puisqu'une transition abrupte est irréaliste au point de vue physique. Le déplacement de rupture des grands séismes descend à zéro suppose-t-on, à la limite aval-pendage de cette zone de transition. La carte de la figure 10 montre les données géodésiques pour toute la marge de Cascadia (voir Hyndman et Wang, 1995 et le résumé des données à la figure 9). Il y a des variations distinctes dans la configuration de la remontée et du rétrécissement le long de la marge de Cascadia. Les étendues inférées des zones bloquées et de transition sont les plus larges au large de la péninsule Olympique du nord de l'état de Washington et elles sont les plus étroites au large de la région centrale de l'Orégon. (figure 11) . Une coupe transversale à travers la marge continentale de l'île de Vancouver illustre les positions des zones bloquées, de transition et à glissement libre (voir la figure 12).

Un appui de taille aux conclusions de la modélisation géophysique est fournie par une comparaison entre les résultats des prévisions de la subsidence causée par les séismes côtiers avec celle inférée à partir des études de marais ensevelis. Le taux actuel de remontée du littoral de 1 à 4 mm par année, accumulée sur une période intersismique de 500 ans, produit une subsidence sismique attendue de 0,5 à 2 mètres. Si on tient compte de la remontée eustatique du niveau de la mer, de la remontée isostatique et de la remontée due au cycle sismique, les profondeurs d'enfouissement des marais donnent une subsidence sismique similaire. Les variations présentes le long de la côte concordent généralement aussi; par exemple, le taux de remontée le plus faible et les profondeurs d'enfouissement des marais les plus faibles correspondent à la côte de la région centrale de l'Orégon. Toutefois, il y a des différences dans les détails qui nous rappellent que nous avons simplifié un processus sismique complexe.

La distribution de la déformation actuelle nous permet d'estimer quelle partie de la faille est bloquée. Mais qu'est-ce qui contrôle les limites de la zone sismogénique bloquée ? On a proposé plusieurs facteurs (voir la discussion par Tichelaar et Ruff,1993), mais la température semble jouer un rôle dominant, du moins pour des zones de subduction comme celle de Cascadia ( voir Hyndman et Wang, 1993). La zone sismique est limitée du côté océanique par une région qui ne génère pas de séismes. Le glissement libre dans cette zone peut être dû à la présence d'argiles lubrifiantes qui sont abondantes dans les régions de faille de charriage. Avec l'accroissement de la température, ces argiles se déshydratent et se transforment en minéraux plus compétents. La faille devient sismogénique là où la température atteint environ 150°C (voir la discussion par Hyndman et Wang, 1993). Si cette hypothèse est vraie, la limite du côté océanique de la zone bloquée de Cascadia est sous la base du talus continental

La limite en aval-pendage de la zone sismogénique peut être contrôlée par la température aussi. à une certaine profondeur, la température atteint celle où les roches se déforment de façon plastique. Cette transition entre le comportement cassant et le comportement ductile est souvent invoquée pour expliquer pourquoi les séismes crustaux sont confinés à des profondeurs de moins que 10 à 20 km. Plus précisément, la profondeur critique ne résulte pas d'un changement des propriétés générales avec la profondeur, mais dépend plutôt du lieu où la faille ne montre plus d'instabilité de friction (voir Scholtz, 1990). La transition est entre l'affaiblissement-vélocité (comportement sismique) et le durcissement-vélocité (comportement de glissement libre asismique). Le premier étant analogue à la fiction classique dans laquelle le coefficient de friction initial est plus grand que le coefficient de friction dynamique. Une fois que le mouvement a commencé, il y a un emballement du relâchement de la contrainte élastique et un séisme a lieu. Le durcissement-vélocité est analogue au comportement visqueux dans lequel un taux accru de glissement cause une résistance plus élevée.

Les expériences de laboratoire sur les roches de la croûte continentale montrent que la température critique est d'environ 350°C (voir les références citées par Hyndman et Wang, 1993). Cette température correspond bien à celle qui est estimée pour la profondeur maximale des séismes dans plusieurs masses continentales, incluant les séismes crustaux du côté continental de la zone de subduction de Cascadia. La profondeur maximale est plus grande dans les régions plus froides de faible flux de chaleur où la température s'accroît lentement avec la profondeur. On doit noter cependant que la température maximale pour les séismes sous la croûte dans les roches du manteau est beaucoup plus élevée, c'est à dire de 750 à 800°C (voir la figure 4) . Les grands séismes qui sont amorcés là où la température est moins de 350°C peuvent avoir une rupture en aval-pendage jusqu'à l'endroit où les températures atteignent environ 450°C. La région où les températures atteignent de 350 à 450°C correspond à la zone de transition utilisée pour modéliser les données géologiques.

Les températures le long de la faille de chevauchement de Cascadia sont exceptionnellement élevées, parce que la plaque océanique arrivante est jeune et chaude et parce qu'il y a un épais couvert sédimentaire isolant. Il en résulte une température d'environ 225°C au sommet de la croûte océanique à la base du talus continental. Les températures élevées le long de la faille de chevauchement font que les températures de 350°C et 450°C sont atteintes à une distance exceptionnellement courte du côté continental de la faille.

Dans quelle mesure les limites thermales prévues concordent-elles avec les limites actuelles obtenues grâce aux données actuelles de déformation ?

Figure 12: La zone de subduction de Cascadia

On a fait des simulations thermiques sur une série de coupes transversales à travers la marge de Cascadia afin d'obtenir les températures de la faille de charriage de subduction (voir Hyndman et Wang, 1993; 1995). Les mesures du flux de chaleur de la Terre, faites sur terre et sur le fond océanique, nous donnent des limites pour le modèle. Les positions des températures de 350°C et 450°C concordent bien avec les limites en aval-pendage des zones bloquées et de transition qui sont inférées à partir des données de déformation. (voir la figure 12) . La figure 12 montre également que la zone sismogénique repose sous le prisme de sédiments qui ont été raclés de la croûte océanique arrivante. à une profondeur de 10 km les sédiments ne sont plus des boues et des sables non consolidés, mais ont plutôt été compressés et lithifiés en une roche sédimentaire qui possède assez de compétence pouvoir accumuler la contrainte élastique.

Il demeure une autre question évidente ; comment savons-nous que la partie interprétée comme étant une partie bloquée de la faille de charriage de subduction correspond à la zone de rupture du grand séisme ? Nous avons déjà traité d'une correspondance qui supportait cette conclusion. La zone de subsidence sismique prévue correspond avec celle inférée à partir de l'étude des marais côtiers enfouis. Une autre façon de procéder serait d'appliquer le même type d'analyse que nous avons utilisé pour la zone de Cascadia à d'autres zones de subduction qui possèdent une histoire bien documentée de grands séismes. Pour la marge Nankai, située au sud-ouest du Japon, les zones de rupture aval-pendage des grands séismes de 1944 et de 1946 (M=8) correspondent de près à la zone sismogénique bloquée, interprétée à partir de l'analyse de données de déformation actuelles et à partir de modélisation thermique (voir Hyndman et al., 1995 et la figure 9).

Une discussion détaillée des risques associés à un grand séisme de zone de subduction dépasse la portée de cet article. Nous nous contenterons de présenter quelques commentaires généraux. La distribution attendue des tremblements du sol lors d'un grand séisme de Cascadia peut être estimée de deux façons. La première est de faire des comparaisons avec les expériences acquises lors d'autres grands séismes. La deuxième approche comprend des modèles théoriques basées sur l'étendue de la surface de rupture sismique et sur les déplacements. Les conclusions sont semblables ; le tremblement du sol sera intense pour les événements prévus avec des magnitudes bien au-dessus de 8. Les grandes villes de Vancouver, Seattle et Portland, qui sont localisées entre 100 et 200 km de la côte ouest, sont privilégiées du fait que la partie sismogénique de la faille soit située sous la plate-forme continentale. Elle s'étend peu, ou pas du tout, sous la côte. Toutefois, les tremblements associés à de tels grands séismes s'atténuent lentement avec la distance; le risque sismique pour ces villes demeure donc grand.

La magnitude maximale des séismes de subductions de Cascadia dépend de la longueur de la zone de rupture le long de la côte. Une rupture simultanée de toute la zone bloquée de la Colombie-Britannique à la Californie serait un événement inhabituel dans l'expérience mondiale. Les zones de rupture aussi longues et étroites sont rares, mais il y de plus en plus de données selon lesquelles cela s'est déjà passé, du moins pour le dernier événement de Cascadia (voir Atwater et al., 1995; Satake et al., 1996). La longue période intersismique permet de prévoir des séismes vraiment gigantesques de magnitude 9 si toute la zone bloquée de Cascadia, une surface de presque 100 000 km², fait rupture simultanément. Il n'y a eu que deux événements similaires en 100 années d'enregistrement de données sismiques, soit le tremblement de terre de 1960 le long de la côte dans la partie sud du Chili, et le séisme de 1964 au large de la côte de l'Alaska. Pour ces séismes géants, le tremblement du sol comprend des fréquences anormalement basses et le tremblement intense dure longtemps, au moins plusieurs minutes.

Le risque sismique pour le littoral de la Colombie-Britannique et de l'état de Washington demeure élevé même sans grand séisme. Les nouvelles données sur les très grands séismes de subduction permettent d'estimer de risques sismiques similaires à ceux des régions reconnues pour leurs très grands séismes, comme la Californie et le Japon.

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	Figure 1: La plaque Juan de Fuca est crée par étalement à l'emplacement de la dorsale Juan de Fuca à plusieurs centaines de kilomètres au large. Elle se déplace vers le continent et sous celui-ci à raison de 40 mm/année en moyenne. De grands séismes se produisent au contact sur la faille chevauchante. Les volcans de la chaîne des Cascades comme le mont Garibaldi et le mont St. Helens sont engendrés par la fusion de la plaque descendante lorsqu'elle atteint une profondeur d'environ 100 km.
	Figure 2: Les séismes engendrés sur la plupart des zones faillées respectent la relation de Gutenberg-Richter. Le nombre annuel moyen de séismes diminue en fonction d'une magnitude croissante. La zone faillée transformante de Queen Charlotte (failles décrochantes), qui court le long de la côte au nord de l'île de Vancouver, est caractéristique. La faille chevauchante de Cascadia est inhabituelle du fait qu'elle n'engendre pas de petits séismes, seulement de très grandes tremblements de terre à de longs intervalles.
	Figure 3: La plaque Juan de Fuca se situe au large entre l'île de Vancouver et la Californie septentrionale. De complexes sous-plaques sont présentes à des extrémités nord et sud. La faille transformante de San Andreas se situe dans son prolongement méridional alors qu'elle est prolongée au nord par la faille de Queen Charlotte. Le trait portant les petits triangles noirs marque l'endroit où la faille chevauchante de subduction s'approche du fond marin. Les volcans de la chaîne des Cascades (triangles) sont confinés à la région où la plaque Juan de Fuca est subduite sous le continent. Les étoiles marquent les emplacements des séismes historiques de magnitude 7 environ.
	Figure 4: Coupe transversale de la zone de subduction de Cascadia. Les séismes sont fréquents dans la croûte continentale de la partie nord de la zone côtière de Cascadia à des profondeurs inférieures à 35 km, profondeur qui correspond à une température maximale de 350 ?C. les séismes de «Wadati-Benioff» se produisent à de plus grandes profondeurs dans la plaque océanique subduite (à environ 750 ?C). Cependant, aucun séisme n'a été détecté sur la faille chevauchante de subduction. La taille des cercles est proportionnelle à la magnitude des séismes.
	Figure 5: Une tranchée creusée dans un marais littoral intertidal expose une couche de tourbe, vestige d'un marais antérieur maintenant enfoui. Ce marais s'est brusquement affaissé de ½ à 1 m lors d'un grand séisme il y a environ 300 ans. Le sable recouvrant la couche de tourbe enfouie a été balayé dans la région côtière affaissée par les vagues du grand tsunami engendré (d'après Clague et Bobrowsky, 1994a).
	Figure 6: Un échantillon de carotte d'une longueur de 6 m prélevé en profondeur sous le fond marin révèle une alternance de couches de vase de granulométrie fine et de couches davantage sablonneuses. Ces dernières sont interprétées comme ayant été déposées lors de glissements de terrain sous-marins déclenchés par de grands séismes. Les couches de vase sont attribuables à une lente pluie continue de sédiments plus fins se déposant depuis l'océan. La cendre volcanique au bas de la carotte a été datée et se serait déposée il y a 7700 ans (d'après Adams, 1990).
	Figure 7: Figure du haut - soulèvement et rétrécissement; figure du bas - affaissement, extension et rupture. S'il y a blocage de la faille chevauchante entre les grands séismes, il y a déformation élastique. Le rebord du continent du côté de la mer est entraîné vers le bas et un bombement se forme par flexion plus loin en direction du continent. Lors d'un grand séisme, il y a soulèvement du rebord côté mer et effondrement brusque du bombement de flexion. Ce brusque soulèvement engendre le tsunami et l'effondrement du bombement cause l'affaissement constaté dans les marais côtiers enfouis.
	Figure 8: Lorsque la faille chevauchante est bloquée, les 40 mm/année de convergence de la plaque Juan de Fuca sont absorbés par rétrécissement élastique sur la marge continentale. Des mesures effectuées au moyen du GPS indiquent que Victoria se déplace vers le continent à raison de 7 mm/année par rapport à la partie stable du continent nord-américain (site de Penticton) (d'après Dragert et Hyndman, 1995). Le reste du rétrécissement s'effectue sur la plate-forme continentale.
	Figure 9: Figure du haut - Vitesses de soulèvement d'après des mesures de nivellement (petits symboles) et des observations aux marégraphes (gros symboles) dans trois régions côtières de la marge de Cascadia. Trois profils modèles de soulèvement sont fournis à des fins de comparaison (40+40 km etc. indiquent les dimensions des zones bloquées et de transition). Figure du centre - Les vitesses de soulèvement dans la partie nord de la zone de Cascadia sont comparées à celles observées au sud-ouest du Japon. Les courbes modèles indiquent les plages de températures prévues pour les zones bloquée et de transition représentées en coupe transversale sur le diagramme au bas de la figure.
	Figure 10: Emplacements d'acquisition de données géodésiques permettant d'établir les limites de l'actuelle déformation associée au blocage de la faille chevauchante de subduction. Les traits continus épais représentent des cheminements de nivellement répétés, les carrés des emplacements de marégraphes et les cases des réseaux de levés de distances. Les tiretés marquent la profondeur du haut de la plaque subduite.
	Figure 11: Vue en plan de l'étendue des zones bloquée et de transition sur la faille chevauchante de subduction d'après les données actuelles sur la déformation.
	Figure 12: Coupe transversale de la marge de Cascadia septentrionale montrant la structure géologique et les isothermes (lignes d'égale température). Les limites des zones bloquée et de transition du côté du continent correspondent respectivement à des températures d'environ 350 ?C et 450 ?C.

Adams, J.,1990. Paleoseismicity of the Cascadia subduction zone: Evidence from turbidites off the Oregon-Washington margin, Tectonics, 9, 569-583.

Ando, M., 1975. Source mechanisms and tectonic significance of historical earthquakes along the Nankai Trough, Tectonophysics, 27, 119-140.

Arima, E.Y., E. St. Claire, L. Clamhouse, J. Edgar, C. Jones, and J. Thomas, 1991. Between Ports Alberni and Renfrew: Notes on west coast peoples, Canadian Museum of Civilization, Canadian Ethnology Service, Mercury Series Paper 121.

Atwater, B.F. et al., 1995. Consensus about past great earthquakes at the Cascadia subduction zone, Earthquake Spectra, 11, 1-18.

Clague, J.J., 1995. Early historical and ethnographical accounts of large earthquakes and tsunamis on western Vancouver Island, British Columbia, Current Research 1995-A, Geological Survey of Canada, 47-50.

Clague, J.J., J.R. Harper, R.J. Hebda, and D.E. Howes, 1982. Late Quaternary sea levels and crustal movements, coastal British Columbia, Can. J. Earth Sci., 19, 597-618.

Clague, J.J., and P.T. Bobrowsky, 1994a. Evidence for a large earthquake and tsunami 100-400 years ago on western Vancouver Island, British Columbia, Quaternary Res., 41, 176-184.

Clague, J.J., and P.T. Bobrowsky, 1994b. Tsunami deposits in tidal marshes on Vancouver Island, British Columbia, Geol. Soc. Am. Bull., 106, 1293-1303.

Davis, E.E. and R.D. Hyndman, 1989. Accretion and recent deformation of sediments along the northern Cascadia subduction zone, Geol. Soc. Am. Bull., 101, 1465-1480.

Dragert, H., R.D. Hyndman, G.C. Rogers, and K. Wang, 1994. Current deformation and the width of the seismogenic zone of the northern Cascadia subduction thrust, J. Geophys. Res., 99, 653-668.

Dragert, H. and R.D. Hyndman, 1995. Continuous GPS monitoring of elastic strain in the northern Cascadia subduction zone, Geophys. Res. Lett., 22, 755-758.

Heaton, T.H., and P.D. Snavely, 1985. Possible tsunami along the northwestern coast of the United States inferred from Indian traditions, Seism. Soc. Am., Bull., 75, 1455-1460.

Heaton, T.H. and S.H. Hartzell, 1987. Earthquake hazards on the Cascadia subduction zone. Science, 236, 162-168.

Heaton, T.H and H. Kanamori, 1984. Seismic potential associated with subduction in the northwestern United States, Bull. Seism. Soc. Am., 74, 933-944.

Hyndman, R.D., 1995. Great earthquakes in the Pacific Northwest, Scientific American, 273, 50-57.

Hyndman, R.D. and K. Wang, 1993. Thermal constraints on the zone of major thrust earthquake failure: The Cascadia subduction zone. J. Geophys. Res., 98, 2039-2060.

Hyndman, R.D. and K. Wang, 1995. Constraints on the rupture zone of great earthquakes on the Cascadia subduction thrust from current deformation and the thermal regime. J. Geophys. Res., 98, 2039-2060.

Hyndman, R.D., K. Wang, and M. Yamano, 1995. Thermal constraints on the seismogenic portion of the southwestern Japan subduction zone, J. Geophys. Res., 100, 15,373-15,392.

Jacoby, G.C., 1995. Tree-ring applications to paleoseismicity studies: Pacific Northwest, Geol. Assoc. Canada, Annual Meeting, Victoria, B.C., May 17-19, 1995, Program with Abstracts, V. 20, p. A-117.

National Building Code, 1995. Supplement to the National Building Code of Canada 1990. Nat. Res. Council Canada, Ottawa.

Riddihough, R.P., and R.D. Hyndman, 1976. Canada's active western margin - the case for subduction, Geosci. Canada, 3, 269-278.

Rogers, G.C., 1988. An assessment of the megathrust earthquake potential of the Cascadia subduction zone, Can. J. Earth Sci., 25, 844-852.

Satake, K., K. Shimazaki, Y. Tsuji, and K. Ueda, 1996. Time and size of a prehistoric great earthquake in the Cascadia subduction zone as inferred from Japanese tsunami records dated January 1700, Nature, in press.

Savage, J.C., M. Lisowski, and W.H. Prescott, 1991. Strain accumulation in western Washington, J. Geophys. Res., 96, 14,493-14,507.

Scholtz, C.H., 1990. Mechanics of Earthquakes and Faulting, Cambridge Univ. Press, New York, 439 pp.

Tichelaar, B.W. and L.J. Ruff, 1993. Depth of seismic coupling along subduction zones, J. Geophys. Res., 98, 2017- 2037.

Wang, K. , H. Dragert, and H.J. Melosh, 1994. Finite element study of surface deformation in the northern Cascadia subduction zone, Can. J. Earth Sci., 31, 1510-1522