Quand les variations frictionnelles de l’interface de subduction dictent la taille des séismes et la morphologie côtière

Détails: Mis à jour : 16 Septembre 2017

170418 logo Les zones de subduction produisent les séismes les plus forts et les plus destructeurs jamais enregistrés sur Terre. Plusieurs chercheurs internationnaux¹, dont certains des laboratoires Geoazur (CNRS / IRD / OCA / Université Nice Sophia Antipolis) et ISTerre (CNRS / Université Savoie Mont Blanc / IRD / IFSTTAR / Université Grenoble Alpes) se sont regroupés pour déterminer la localisation et l’extension des zones de ruptures sismiques des prochains grands séismes, qui demeure l'un des défis majeurs à relever en Sciences de la Terre, avec un enjeu sociétal pour les nombreuses populations vivant le long des côtes.

Pour cela, il faut comprendre le comportement mécanique de l'interface de subduction. Cette compréhension est d’autant plus cruciale au niveau long de la zone côtière puisqu’elle se situe juste au-dessus de la zone sismogénique, c’est-à-dire celle susceptible de produire des grands séismes.

La distribution hétérogène du couplage intersismique atteste de variations spatiales des propriétés frictionnelles du plan de subduction. Cette hétérogénéité pourrait-elle transparaître dans la morphologie côtière ? Afin de répondre à cette question, nous nous sommes intéressés à la marge active des Andes qui se situe au-dessus de la plus longue et une des plus actives zones de subduction au monde. Elle a subi en 1960 le plus fort séisme jamais enregistré sur Terre, au sud du Chili (Mw 9.5) ainsi que de nombreux autres au Pérou (2007, Pisco Mw 8.0) et au Chili (2010, Maule Mw 8.8, 2014, Iquique Mw 8.1, 2015, Illapel Mw8.3). La marge andine est une excellente zone d'étude pour quantifier la déformation permanente long-terme car de nombreux marqueurs morpho-tectoniques du soulèvement côtier (i.e. les terrasses marines ; Figure 1-Haut) sont préservés sur plus de 3000 km de côte. Comparées aux études sismologiques, les études morpho-tectoniques permettent d'étendre la fenêtre d’étude temporelle sur de nombreux cycles sismiques, afin d’avoir accès à l’historique des déformations passées en lien avec la dynamique de subduction sur le dernier million d’années. Nous avons compilé les données sur l’extension des ruptures sismiques au cours des derniers 500 ans et sur les vitesses de soulèvement déduites des terrasses marines le long de la côte du sud du Pérou jusqu’au sud du Chili. Nous avons également calculé un nouveau modèle de couplage intersismique pour cette même zone à partir de la compilation de données GPS.

Malgré une variabilité spatio-temporelle dans l’occurrence des séismes, l’extension de leurs zones de rupture et leur magnitude, une certaine stationnarité semble cependant caractériser la localisation des limites de rupture sismique. Les mesures géodésiques des contraintes intersismiques et postsismiques montrent également cette segmentation sismique de l’interface de subduction. Comme observé dans d'autres zones de subduction, les ruptures tendent à se produire sous les bassins, au niveau d’aspérités fortement bloquées pendant la période intersismique et à s'arrêter au niveau de patches où le glissement est principalement asismique, au niveau des péninsules côtières . Cette corrélation est interprétée comme résultant de la variation spatiale de la friction le long du plan de subduction . Ainsi les variations spatiales de la morphologie côtière pourraient apporter des informations sur les propriétés frictionnelles de l'interface de subduction et l'étendue maximum des ruptures sismiques .

Dans notre étude, nous montrons que la distance entre la côte et la fosse, les variations des taux de soulèvement long-terme et les variations du couplage intersismique sont corrélées. Les zones où le soulèvement côtier est permanent et le plus rapide (>0.4 m/ka) correspondent à des péninsules côtières se situant à moins de 110 km de la fosse et au-dessus de patches où le glissement sur l’interface de subduction est principalement en creep et asismique. Les péninsules expriment en surface les limites de segment des grands tremblements de terre et prouvent leur stabilité sur de multiples cycles sismiques (plusieurs 100 kyr). Ceci suggère que les variations spatiales des propriétés frictionnelles du plan de subduction sont stationnaires et dictent l'évolution tectono-géomorphologique de la zone côtière ainsi que l’extension latérale des ruptures sismiques.

170418 figure saillard et al 2017 tectonics

En-haut : Vue panoramique d’une séquence d’au moins trois niveaux de terrasses marines étagées (Chili), la terrasse la plus ancienne est en haut et la terrasse la plus récente est en bas En bas : Modèle conceptuel proposant un lien entre déformation côtière (déformation permanente, i.e. soulèvement côtier avec formation et préservation des terrasses marines) et comportement sismogène du plan de subduction en supposant un modèle élasto-plastique de la Terre.
(a) Déformation théorique de l'avant-arc pour un glissement asismique (vert) et en supposant qu’une partie de l'interface de subduction est complètement bloquée jusqu’à une profondeur de 40 km pendant la période intersismique (rouge ; d’après Chlieh et al., 2008, modifié). L'isoprofondeur de 40 km de la zone sismogénique sur le plan de subduction correspond à une distance horizontale depuis la fosse de 110 km.
(b) Schémas 3D illustrant la relation proposée entre le couplage intersismique et la morphologie côtière. Lorsque l'interface de subduction est fortement couplée pendant la période intersismique, cela se traduit en surface par une subsidence (signe moins) et une distance fosse-côte supérieure à 110 km. Cette zone fortement couplée correspond aux bassins avant-arc et aux zones de rupture sismique. En revanche, les péninsules côtières sont caractérisées par une distance fosse-côte plus faible, inférieure à 110 km, un soulèvement côtier (signe plus) et correspondent à des zones de faible couplage intersismique (zone de creep) et de barrières sismiques.
(c – En haut) Déformation de l'arc-avant (soulèvement dans la zone grise) se produisant en cas de glissement essentiellement asismique sur l'interface de subduction, avec une zone bloquée très réduite.
(c – En bas) Coupe simplifiée montrant la déformation long-terme au-dessus d’une interface de subduction peu couplée avec quelques aspérités isolées et une distance fosse-côte inférieure à 110 km. L’étoile rouge correspond à des séismes de Mw <7.5 comme celui de Nazca en 1996).
(d – En haut) Soulèvement de l’avant-arc dans la période intersismique (zone grise) au-dessus d’une zone sismogénique entièrement bloquée.
(d – En bas) Coupe simplifiée correspondante avec de faibles taux de soulèvement côtier sur le long-terme et le développement de la morphologie en forme de ‘rasa’, pour une distance fosse-côte supérieure à 110 km. L’étoile rouge correspond à des séismes de Mw> 8 comme celui de Lima en 1746. LZ: zone bloquée. La localisation des coupes c et d est indiquée dans la figure 1b.
/ Crédits: Marianne Saillard