Le soir du 26 janvier 1700, environ mille kilomètres du méga-chevauchement de Cascadia ont rompu lors d’un séisme de magnitude 8,7–9,2. La côte du Nord-Ouest Pacifique s’est affaissée d’un à deux mètres. Dix heures plus tard, le tsunami a inondé des villages de la côte de Honshu. Aucun Européen ne l’a consigné par écrit. La date a été reconstituée trois siècles plus tard en recoupant les marais enfouis de la côte de l’État de Washington, l’année de la mort des cèdres rouges et des épicéas de Sitka noyés par l’eau salée, les registres de villages japonais relatant une vague sans père, et les traditions orales des Premières Nations et des tribus, de l’île de Vancouver au nord de la Californie.
Le tsunami orphelin de 1700
Nous sommes le 8e jour du 12e mois de Genroku 12. Dans le calendrier moderne, c’est le 27 janvier 1700. Le long de la côte pacifique de Honshu, la mer commence à se comporter comme lors d’un tsunami, mais personne n’a senti le sol trembler. À Miho, sur la péninsule d’Izu, les villageois voient l’eau monter et descendre de façon assez étrange pour que les autorités locales la consignent, même si aucun dégât n’est signalé. Plus au nord, à Kuwagasaki, des maisons sont emportées et un incendie en dévore d’autres. À Ōtsuchi, des fours à sel sont endommagés. Plus au sud, près de Tanabe, des champs, des récoltes et un entrepôt sont inondés, et l’eau atteint les douves d’un château. Lieu après lieu, les fonctionnaires notent le même fait : il n’y avait pas eu de séisme. Dans chaque lieu, un fonctionnaire lettré consigne l’inondation parce qu’une inondation a des conséquences fiscales, et dans chaque lieu quelqu’un écrit une version de la même phrase : il n’y a pas eu de séisme.
Ces quelques mots sont ce qui a fait de la vague une énigme. Les scribes japonais de 1700 vivaient sur une côte martelée par les tsunamis depuis aussi longtemps que quiconque pouvait s’en souvenir, et ils disposaient de quatre siècles de registres auxquels comparer ce qu’ils voyaient. Un tsunami sans séisme ressenti n’était pas inouï, mais un tsunami sans aucun séisme ressenti, qui touchait la moitié de la côte pacifique de Honshu, était une anomalie qui méritait d’être notée. Dans la sismologie historique japonaise, ces vagues sont devenues le tsunami minashigo, le tsunami orphelin : une vague sans parent (Atwater et al. 2015).
Le parent se trouvait à 7 500 kilomètres de là, de l’autre côté du Pacifique, sur une côte où, en 1700, aucun Européen ne tenait encore de registre écrit. Environ dix heures plus tôt, un peu après neuf heures du soir, le 26 janvier, heure locale, le plancher océanique au large de ce qui est aujourd’hui l’État de Washington, l’Oregon, le sud de la Colombie-Britannique et le nord de la Californie s’était déplacé de cinq à vingt mètres vers le large, et une énorme masse d’eau salée s’était déplacée avec lui.
La zone de subduction de Cascadia en un schéma
Pour comprendre pourquoi un four à sel de Honshu a brûlé en 1700, il faut partir d’une dorsale médio-océanique située au large de la Colombie-Britannique et de l’État de Washington, la dorsale de Juan de Fuca. Là, une croûte océanique basaltique toute neuve se forme et est repoussée vers l’est à environ 28 mm par an, pour une vitesse d’expansion totale, de part et d’autre de la dorsale, d’environ 56 mm par an. Quand cette croûte atteint la marge nord-américaine, environ dix millions d’années plus tard, elle est encore chaude et flottante pour de la croûte océanique — un jeune panneau, géologiquement parlant —, et la plaque continentale, plus vaste, qu’elle rencontre lui barre la route. La limite de plaques le long de laquelle la croûte océanique plonge sous l’Amérique du Nord est la zone de subduction de Cascadia. Elle s’étend sur environ 1 000 à 1 100 kilomètres, de la jonction triple de Mendocino, au large du nord de la Californie, à la faille de Nootka, au large du centre de l’île de Vancouver, et elle consomme de la lithosphère océanique à raison d’environ 30–40 millimètres par an (Hyndman et Wang 1995 ; Wang et al. 2003).
Cette lithosphère océanique ne forme pas une plaque unique. Le plus grand fragment est la plaque Juan de Fuca proprement dite, entre les failles transformantes de Blanco et de Nootka. Au sud de la faille de Blanco, on l’appelle plaque Gorda ; au nord de celle de Nootka, plaque Explorer. Toutes trois sont les vestiges de la plaque Farallon, bien plus vaste, qui disparaît sous l’Amérique du Nord depuis des dizaines de millions d’années. L’arc volcanique des Cascades — Rainier, Saint Helens, Hood, Shasta, Lassen, Garibaldi — se dresse au-dessus du panneau là où celui-ci atteint les profondeurs de fusion, à quelques centaines de kilomètres à l’intérieur des terres.
La limite elle-même est une faille, que l’on appelle méga-chevauchement lorsqu’il s’agit d’un long chevauchement peu profond, lié à la subduction, capable de produire des séismes de magnitude 8 ou 9. Comme tous les méga-chevauchements de subduction, elle présente une structure que l’on peut découper verticalement en zones selon son comportement entre les séismes. En amont du pendage, sous la fosse et sous le coin de sédiments écrasés appelé prisme d’accrétion, les roches sont froides, riches en argile et peu résistantes ; elles tendent à glisser lentement, de manière asismique. En dessous se trouve la zone verrouillée, où les deux plaques sont collées l’une à l’autre et accumulent une déformation élastique qui sera un jour libérée. Plus bas vient une zone de transition, puis un intervalle plus profond où les plaques glissent de nouveau en silence, parfois par impulsions lentes et rythmées, aujourd’hui connues sous le nom de trémor et glissement épisodiques.
La zone verrouillée, et pourquoi sa position compte
La position et la largeur de la zone verrouillée de Cascadia comptent énormément, car elles fixent la taille maximale des séismes que la faille peut produire. En 1995, Roy Hyndman et Kelin Wang ont utilisé des mesures de flux de chaleur, des données géodésiques et un modèle thermique pour cartographier ces zones sur toute la marge de Cascadia. Ils soutenaient qu’en aval du pendage, la limite du comportement de glissement saccadé (stick-slip) suit à peu près l’isotherme de 350 °C, avec une transition vers un glissement stable jusqu’à environ 450 °C, et que la zone verrouillée de Cascadia se trouve en grande partie au large, en amont du pendage par rapport à la côte (Hyndman et Wang 1995). Leur modèle impliquait que les grands séismes y rompraient surtout sous le plancher océanique : exactement la géométrie qu’il faut pour engendrer un tsunami destructeur en champ lointain.
Au milieu des années 1980, plus personne ne doutait que Cascadia était une zone de subduction : cela était établi depuis les années 1960. La question restée ouverte était de savoir si la limite de plaques était réellement verrouillée et accumulait de la déformation, ou si elle glissait en silence et absorbait la convergence au ralenti. Le registre sismique n’était d’aucun secours. En un siècle d’observation instrumentale, Cascadia n’avait produit aucun séisme d’interface de plaques. Deux interprétations étaient possibles. Soit la faille était asismique, auquel cas les villes et les réacteurs du Nord-Ouest Pacifique n’avaient pas de problème de méga-chevauchement, soit elle était très solidement bloquée, et le prochain épisode de glissement restait à venir. Tom Heaton et Stephen Hartzell, qui travaillaient depuis Pasadena, ont présenté l’argument par analogie dans Science en 1987 : Cascadia partage avec le sud du Chili, le sud-ouest du Japon et la Colombie un panneau plongeant jeune et flottant ainsi qu’une faible vitesse de convergence, des régions qui ont toutes connu, de mémoire d’homme, des séismes de magnitude 8 à 9,5. Si Cascadia emmagasinait de la déformation, il faudrait une série de grands séismes, ou un seul séisme géant, pour combler la lacune (Heaton et Hartzell 1987).
L’argument par analogie ne pouvait mener que jusqu’à un certain point. La trace physique devait se trouver dans la marge elle-même, dans tout ce que le dernier séisme avait laissé derrière lui. Au milieu des années 1980, Brian Atwater, de l’USGS, s’est mis à la chercher sur la côte de Washington.
Atwater sur la rivière Copalis
La rivière Copalis à marée basse, en mars 1986. La rivière est peu profonde, l’herbe du marais froide et brune, et la marée entraîne l’eau vers le large assez vite pour mettre à nu, contre le chenal, une paroi verticale de tourbe brune et molle et de vase gris-bleu. Brian Atwater est venu en pagayant, muni d’une tarière à main et d’une houe de jardin japonaise appelée nejiri gama. Il gratte pour dégager une coupe nette, puis la regarde longuement.
Ce qu’il voit, c’est un sandwich. En bas, une vase de marée grise, pleine de diatomées marines. Au-dessus de cette vase, un contact net, puis une couche de tourbe de 10–20 cm contenant les tiges enracinées de plantes de marais — scirpe d’Amérique, canche cespiteuse, troscart maritime —, conservées en position de vie. Au-dessus de cette tourbe, un autre contact net, parfois recouvert d’une fine couche de sable fin et propre, puis encore de la vase de marée grise. La tourbe est un marais fossile. C’est ce qui reste d’une zone humide d’eau douce à saumâtre qui s’était développée à peu près au niveau actuel de la marée haute, puis avait été brutalement noyée : le sol s’est affaissé, l’eau salée est entrée, le marais est mort, et le marais mort a été enseveli assez vite pour que les feuilles n’aient pas eu le temps de pourrir avant que la vase ne les scelle (Atwater 1987).
La même stratigraphie apparaissait tout le long des côtes de Washington et de l’Oregon : sur la Niawiakum et la Naselle, près de la baie de Willapa, sur la rivière Salmon en Oregon, à la baie de Netarts, à la baie Discovery. Six sols enfouis en 7 000 ans sur certains sites ; le sol enfoui le plus superficiel toujours situé dans les derniers siècles. L’article d’Atwater de 1987 dans Science soutenait que le seul mécanisme plausible de ces noyades synchrones et rapides était la subsidence tectonique : celle qui se produit lors d’un grand séisme de subduction, quand la plaque chevauchante, libérée de la zone verrouillée, rebondit brusquement vers le large et vers le bas. Le mince lit de sable qui coiffe plusieurs des sols enfouis était presque certainement un dépôt de tsunami (Atwater 1987).
Comment un marais enfoui garde la trace d’un séisme de méga-chevauchement
Un marais submergé progressivement, que ce soit par une lente montée du niveau de la mer, l’érosion d’une flèche littorale ou un déficit sédimentaire, présente un sommet de transition : des espèces saumâtres qui s’installent au fil des décennies, des espèces d’eau douce qui se raréfient. Les sols enfouis de Cascadia ont au contraire des contacts nets, tranchés comme au couteau, qui apparaissent de façon synchrone dans des estuaires que ne relie aucune cause commune plausible. Une tempête tropicale ou une seule avulsion fluviale n’enfouira pas des sols au même moment sur la Copalis, la Salmon et la baie Discovery. Au-dessus de chaque marais enfoui, en de nombreux endroits, repose un mince drap de sable dont le tri granulométrique et les microfossiles marins sont ceux d’un dépôt de tsunami, et non la vase sans structure d’un comblement lent.
Atwater a ajouté une quatrième ligne de preuve dans l’estuaire de la Copalis même : les forêts fantômes. Le cèdre rouge de l’Ouest (Thuja plicata) et l’épicéa de Sitka (Picea sitchensis) tolèrent les sols humides, mais pas le sel. Là où la côte s’est affaissée de 1 à 2 mètres en 1700, des arbres adultes qui poussaient au-dessus du niveau de la marée haute se sont soudain retrouvés dans la zone atteinte chaque jour par la marée. Ils ont été tués par l’arrivée d’eau salée jusqu’aux racines et sont morts debout. Le cèdre résiste de façon extraordinaire à la pourriture, si bien que les troncs sont restés dressés pendant trois siècles, entourés aujourd’hui par un marais salé. Beaucoup d’arbres de la rivière Copalis ont encore leur écorce. Ils sont la preuve de la rupture, toujours debout dans le sol où ils sont morts (Yamaguchi et al. 1997).
À la fin des années 1980, les preuves tirées des sols enfouis et des forêts fantômes avaient convaincu la plupart des géologues du Nord-Ouest Pacifique que Cascadia produisait de grands séismes. La controverse restante portait sur la taille et la date du plus récent. La datation par le radiocarbone de fragments de plantes dans le sol enfoui le plus superficiel situait le dernier événement à la fin du XVIIe siècle ou au début du XVIIIe, avec des incertitudes de plusieurs décennies selon les sites. La fenêtre était assez large pour laisser ouvertes deux possibilités troublantes : une seule rupture de magnitude 9 sur toute la marge, ou une séquence rapprochée de ruptures plus petites, de magnitude 8, étalées sur une ou deux décennies. Les implications de ces deux scénarios en matière d’aléa ne sont pas les mêmes. Une seule rupture géante déplace d’un coup une énorme quantité de plancher océanique et engendre un tsunami transpacifique ; une succession de séismes de magnitude 8, pour l’essentiel, n’y parvient pas.
Trancher la question exigeait une datation plus fine : à l’année près, idéalement à la saison de croissance près. Une fenêtre radiocarbone de trente ans ne le pouvait pas. Les cernes des arbres, si.
Dater le séisme de Cascadia de 1700 grâce aux cernes des arbres
David Yamaguchi, dendrochronologue à l’université de Washington, s’est attaqué au problème au début des années 1990. Le principe de la dendrochronologie est simple : des arbres de la même espèce, soumis au même climat, produisent des cernes annuels dont la largeur varie d’une année à l’autre selon un motif commun. Faites correspondre le motif d’un morceau de bois non daté à celui d’une longue chronologie de référence solidement datée, et vous pouvez lire l’année calendaire de chaque cerne de l’échantillon inconnu. La technique est courante pour les bois archéologiques du sud-ouest des États-Unis et pour les cathédrales médiévales d’Europe, où les chronologies maîtresses sont extrêmement longues. Pour la côte de Washington, au début des années 1990, la chronologie maîtresse devait être construite de toutes pièces.
Les cèdres rouges de Cascadia ont réglé un petit problème, mais un problème important, en chemin vers un plus grand. Le cèdre rouge est une espèce à croissance lente et de grande longévité ; certains des arbres tués par l’affaissement de 1700 avaient vécu plusieurs siècles avant de mourir, avec des décomptes de cernes atteignant environ 700–800 ans. Yamaguchi et ses collègues ont prélevé des sections transversales de chicots de cèdres et d’épicéas morts autour de la baie de Willapa, de la rivière Copalis, de la rivière Johns à Grays Harbor et du cours inférieur du fleuve Columbia. Ils ont interdaté ces chicots avec des chronologies de cernes établies sur des arbres encore vivants des vieilles forêts de l’intérieur, en remontant à partir du présent. Il leur fallait le cerne le plus externe de chaque arbre mort, le dernier cerne que l’arbre avait formé avant de mourir.
Le résultat de 1997, publié dans la rubrique Scientific Correspondence de Nature, était assez précis pour être définitif. Des cèdres rouges de l’Ouest provenant de sites le long de la côte sud de Washington — dont la rivière Copalis, la rivière Johns et l’estuaire de la Niawiakum — avaient pour cerne le plus externe conservé celui de 1699. Un article parallèle de Gordon Jacoby et de ses collègues, publié la même année dans Geology, a examiné des arbres qui avaient survécu à l’affaissement avec une croissance perturbée, dont des épicéas de Sitka le long du fleuve Columbia, et est parvenu au même intervalle de dormance (Jacoby et al. 1997). Le cerne de 1699 était complet : l’arbre avait achevé toute sa saison de croissance, y compris le bois final, serré et sombre, qui se forme à l’automne. Il n’y avait aucun cerne partiel pour 1700. Les arbres n’ont pas été tués pendant la saison de croissance de 1700. Ils ont été tués en dormance, entre la fin de la saison de croissance de 1699 et le début de celle de 1700, c’est-à-dire quelque part dans la fenêtre allant de l’automne au printemps de 1699–1700 (Yamaguchi et al. 1997). La date de Satake pour le séisme parent, le soir du 26 janvier 1700, tombait à l’intérieur de la fenêtre de dormance établie par Yamaguchi pour la mort des arbres (Satake et al. 1996).
Les cernes ont apporté un élément de plus. Comme les chicots morts s’étendaient sur au moins 90 kilomètres de la côte de Washington, tous morts au cours du même intervalle de dormance, la rupture devait avoir au moins cette longueur le long de la direction de la faille. Associée aux sols enfouis semblables qu’Atwater avait relevés aussi loin au sud que la rivière Salmon, en Oregon, et aussi loin au nord que l’île de Vancouver, cette mort synchrone des arbres impliquait un événement touchant toute la marge. La datation par les cernes a fait une chose que le radiocarbone ne pouvait pas faire : situer la mort des arbres au sein d’une seule saison de dormance. Cette contrainte rattache solidement les forêts fantômes de Washington à un unique événement survenu pendant la dormance et a fait d’une seule grande rupture l’explication la plus simple. Des modélisations ultérieures ont maintenu en principe la possibilité d’un scénario en séquence, mais les registres japonais du tsunami exigent toujours au moins une très grande rupture de Cascadia le soir du 26 janvier 1700 : les deux scénarios que les datations au radiocarbone des sols enfouis n’avaient pas pu départager (Yamaguchi et al. 1997, corrigendum). Combinée aux marais enfouis de façon synchrone qu’Atwater a relevés du nord de la Californie à l’île de Vancouver, la contrainte d’une seule saison est ce qui étaye l’estimation haute de magnitude 9.
Les registres japonais du tsunami : ramener la date à une seule nuit
Pendant que les travaux nord-américains avançaient, une enquête indépendante menée au Japon abordait le même problème par ses archives. Le Japon conserve des archives exploitables sur les tsunamis destructeurs depuis au moins le VIIe siècle. À l’époque d’Edo, quand le shogunat Tokugawa gouvernait le pays depuis Edo et exigeait des fonctionnaires de district des rapports réguliers sur la météo, les récoltes et les catastrophes, les registres deviennent denses et durables. La plupart ont survécu dans des archives de temples, des journaux de samouraïs, des registres de village et les livres de comptes des maisons de marchands qui avaient perdu des marchandises dans des inondations.
Au début des années 1990, Kenji Satake, alors à la Geological Survey of Japan, et ses collègues se sont lancés à la recherche de tous les documents de l’époque d’Edo faisant état d’un tsunami sans père : une vague arrivée sans séisme ressenti. À l’examen, la plupart des candidats se sont réduits à des surcotes de tempête locales ou à des comptes rendus mal datés de séismes lointains survenus au Japon. L’un d’eux a résisté. Sur au moins six sites le long de la côte pacifique de Honshu — Kuwagasaki, Tsugaruishi et Otsuchi (Iwate), Nakaminato (Ibaraki), Miho, sur la péninsule d’Izu, et Tanabe (Wakayama) —, des registres indépendants décrivaient un tsunami dont les hauteurs de remontée allaient d’environ 1,5 à 5 mètres, arrivé aux petites heures de Genroku 12, mois 12, jour 8 (Satake et al. 1996 ; Atwater et al. 2015).
Converti du calendrier japonais au calendrier grégorien, Genroku 12.12.8 tombe le 27 janvier 1700 dans le calendrier occidental. En remontant à partir des heures d’arrivée sur plusieurs sites japonais, et à l’aide de modèles de temps de propagation des tsunamis calibrés sur des événements plus récents, l’équipe de Satake a placé la source de l’autre côté du Pacifique. En éliminant chacune des solutions de rechange plausibles — l’Amérique du Sud, le Kamtchatka, l’Alaska, les Aléoutiennes, toutes sans archives sismiques contemporaines pour ce jour —, ils sont arrivés à Cascadia. Les heures d’arrivée de la vague au Japon, compte tenu de la trajectoire suivant un arc de grand cercle, impliquaient une rupture vers 21 h, heure locale, le 26 janvier 1700 (heure du Pacifique). Les hauteurs de vague consignées dans les récits japonais impliquaient une magnitude de moment voisine de 9, avec une longueur de rupture de l’ordre de 1 000 kilomètres et un glissement moyen proche de 20 mètres (Satake et al. 1996 ; Satake et al. 2003).
Les deux reconstitutions avaient été bâties indépendamment, en deux langues et à partir d’archives distinctes séparées par un océan, et elles se sont rejointes sur la même soirée. La vase d’Atwater était fiable à quelques décennies près. Les cernes de Yamaguchi ont ramené cela à une seule saison de dormance, de l’automne 1699 au printemps 1700. Les registres japonais ont été la troisième contrainte, et ils l’ont resserrée à quelques heures.
Satake, Wang et Atwater ont fait suivre l’article de 1996 d’une reconstitution plus détaillée en 2003, dans le Journal of Geophysical Research, en s’appuyant sur la variation de la hauteur des vagues entre les sites japonais pour contraindre la distribution du glissement sur la faille. Leur solution privilégiée était une rupture d’environ 1 100 kilomètres, avec un glissement moyen d’environ 19 m, soit une magnitude de moment voisine de 9 (Satake et al. 2003). Une décennie plus tard, Pei-Ling Wang et ses collègues ont pris l’approche inverse : au lieu de remonter à partir des registres japonais du tsunami, ils sont partis de nouvelles estimations, tirées des microfossiles, de l’affaissement de la côte nord-américaine en 1700 sur des dizaines de sites entre le nord de la Californie et l’île de Vancouver. Leur modèle privilégié exigeait un glissement hétérogène, avec des zones à fort moment séparées par des segments à glissement plus faible, plus proche, par sa nature, de ce que l’on observe désormais dans les grandes ruptures enregistrées par des instruments, comme celles de Tohoku en 2011 et du Maule en 2010, et donnait une magnitude comprise entre environ 8,7 et 9,2 (Wang et al. 2013).
La mémoire de la côte
Les registres japonais ont survécu parce qu’ils avaient été écrits, dans une écriture et une langue dotées d’une tradition archivistique ininterrompue. Sur la côte nord-américaine, les témoignages existaient aussi, mais ils étaient parlés plutôt qu’écrits, et cette différence allait compter pendant trois siècles.
Tout le long de la côte, du nord de la Californie à la pointe nord de l’île de Vancouver, les peuples qui ont vécu la nuit du 26 janvier 1700 ont fait ce que font généralement les gens après une catastrophe : ils ont raconté des histoires à son sujet : des histoires intégrées à des récits plus vastes sur l’ordre du monde et sur les actes d’êtres puissants — souvent un grand oiseau (l’oiseau-tonnerre) et une grande baleine —, dont les combats provoquent à la fois des secousses du sol et de grandes inondations. Des versions de cette histoire existent chez les Yurok et les Tolowa dans le nord de la Californie, les Tillamook et les Siletz en Oregon, les Quileute, les Quinault, les Hoh, les Makah et les Lummi dans l’État de Washington, ainsi que chez les Huu-ay-aht (Ohiaht), les Hesquiaht, les Nuu-chah-nulth et les Kwakwaka’wakw de l’île de Vancouver (Ludwin et al. 2005).
Le plus précis de ces récits vient de la baie Pachena, sur la côte sud-ouest de l’île de Vancouver. En 1964, Louis Clamhouse, aîné des Huu-ay-aht, a consigné, à l’intention de l’ethnographe Eugene Arima, le récit de la façon dont les habitants du village de la baie Pachena avaient été détruits en une seule nuit. La terre a tremblé ; la mer est montée ; les gens qui vivaient sur la plage se sont noyés là où ils dormaient ; seuls ont survécu ceux des villages plus haut placés ou ceux qui se trouvaient ailleurs par hasard. Clamhouse a situé l’événement dans le temps par un calcul généalogique, en remontant les générations de sa famille jusqu’au début des années 1700 environ. Ludwin et ses collègues, en pondérant des estimations comparables issues de traditions orales sur toute la côte de Cascadia, ont trouvé une date médiane de 1701, dans la marge d’erreur de la date fixée par les registres japonais et les cernes des arbres (Ludwin et al. 2005). Le récit ne sait rien des marées ni des méga-chevauchements. Ce qu’il contient, c’est une nuit d’hiver, de violentes secousses, la mer qui monte sur la plage, un village disparu au matin.
Ruth Ludwin, alors sismologue de recherche à l’université de Washington, a dirigé l’équipe qui a comparé systématiquement ces traditions orales avec l’enregistrement paléosismique. L’article de 2005 paru dans Seismological Research Letters, cosigné par des auteurs issus des communautés des Premières Nations et des tribus, de l’archéologie et de la géologie, a traité les récits comme des données. Il se demandait si l’événement inscrit dans la vase et dans les cernes des arbres pouvait aussi être retrouvé dans des récits que les peuples de la côte portaient depuis dix générations.
Les preuves géologiques reconstituent l’événement. Les traditions orales conservent ce que c’était que de le vivre. Reste à savoir à quelle fréquence la côte a vécu une telle nuit, et à quelle fréquence elle la vivra de nouveau.
À quelle fréquence se produit un grand séisme de Cascadia ?
Pour estimer le danger que représente Cascadia à l’échelle de temps humaine, il vous faut de nombreux séismes, et non un seul. L’événement de 1700 est le plus récent d’une longue série, et cette longue série se trouve pour l’essentiel sous l’eau.
L’archive qui nous intéresse se trouve au large, dans le bassin de Cascadia, dans des canyons et des chenaux sous-marins qui drainent le talus continental vers la plaine abyssale. Quand la marge est secouée assez fort, les sédiments perchés sur le haut du talus cèdent simultanément en de nombreux endroits. Ces ruptures fusionnent en courants de turbidité, de denses avalanches sous-marines de sable et de vase qui dévalent les canyons et déposent un lit granoclassé appelé turbidite : grossier à la base, de plus en plus fin vers le haut. Un seul grand séisme produit une turbidite simultanément dans de nombreux systèmes de chenaux le long de la direction de la marge ; une tempête ou un glissement de terrain isolé n’en produit pas. La marge de Cascadia se prête exceptionnellement bien à ce type d’archive, parce que ses canyons sous-marins alimentent de longs systèmes de chenaux organisés, avec une sédimentation de fond faible, si bien que chaque turbidite reste distincte et lisible.
Chris Goldfinger et ses collègues de l’université d’État de l’Oregon ont passé deux décennies à répertorier ces lits dans des carottes à piston, de l’île de Vancouver au cap Mendocino. Leur rapport USGS Professional Paper 1661-F, publié en 2012, signalait des turbidites synchrones sur plusieurs sites qui correspondent, aux incertitudes du radiocarbone près, à la date et au nombre des séismes révélés à terre par les sols enfouis. Leur enregistrement remonte à travers l’Holocène jusqu’à environ 10 000 ans, la cendre du mont Mazama, qui a formé Crater Lake il y a environ 7 700 ans, servant de repère stratigraphique à mi-chemin dans la coupe (Goldfinger et al. 2012).
Sur l’ensemble de la marge, le catalogue recense de l’ordre de 19 ruptures de toute sa longueur au cours des quelque 10 000 dernières années, plus une vingtaine d’autres ruptures partielles, qui ont affecté des segments plus courts, surtout au sud. L’intervalle de récurrence moyen des événements affectant toute la marge est d’environ 500 ans ; la fourchette va d’environ 200 à 1 000 ans. L’événement de 1700 a été une rupture de toute la marge (Goldfinger et al. 2012). Des travaux plus récents, fondés sur des turbidites abyssales du sud de Cascadia et sur de nouvelles chronologies de dépôts de tsunami sur l’île de Vancouver (Tanigawa et al. 2022), sont globalement cohérents avec le cadre de Goldfinger, même si le décompte précis et la segmentation des ruptures partielles font encore l’objet de vifs débats.
Le prochain séisme ressemblera probablement, dans les grandes lignes, à celui de 1700 : magnitude de 8,7 à 9,2, plusieurs minutes de fortes secousses, un à deux mètres de subsidence côtière, tsunami transpacifique, mais avec la possibilité d’être une rupture plus petite et segmentée, qui ne rompt qu’une partie de la marge. Comme la distribution des récurrences est large, le temps écoulé depuis 1700 (aujourd’hui 326 ans) ne signifie pas à lui seul que le prochain événement soit imminent, ni qu’il soit en retard. Il signifie que la probabilité conditionnelle d’une grande rupture dans les 50 prochaines années n’est pas négligeable — les estimations publiées se regroupent autour de 10–14 % pour un séisme de M9 sur toute la marge dans les 50 prochaines années, la probabilité d’une rupture quelconque de Cascadia, y compris des événements limités au seul segment sud, étant plus proche d’une sur trois (Goldfinger et al. 2012) — et que cette probabilité ne cessera de croître.
À quoi ressemblera le prochain séisme de Cascadia ?
Le séisme de 1700 est le modèle le plus net dont quiconque dispose pour la prochaine rupture de Cascadia, mais ce n’est pas le seul. Le dossier des analogues modernes s’est beaucoup étoffé au cours des deux dernières décennies, parce que le monde s’est montré généreux en grands séismes de subduction que l’on peut mesurer plutôt que déduire.
Le séisme du Maule, de magnitude 8,8, survenu le 27 février 2010 dans le sud du Chili, a rompu une marge semblable à celle de Cascadia, avec une vitesse de convergence et un âge du panneau comparables, et a produit un affaissement côtier du même ordre. Le séisme de Tohoku-oki, de magnitude 9,1, survenu le 11 mars 2011 au Japon, a rompu une zone verrouillée plus longue, avec un glissement très élevé près de la fosse, a submergé la côte de Sanriku sous des vagues de tsunami atteignant localement environ 40 mètres, et a tué environ 15 900 personnes, tout en en laissant 2 500 autres portées disparues. Tohoku a surpris les sismologues à double titre : la zone de glissement qui a atteint la fosse était plus grande que ne le prévoyaient les modèles d’avant l’événement, et la rupture a libéré tant d’énergie que les secousses à Sendai ont duré plus de trois minutes. Les modélisations de Cascadia intègrent désormais couramment des scénarios extrêmes de type Tohoku, avec un glissement atteignant la fosse et de longues durées de secousses (Wang et al. 2013).
Le séisme de Mandalay, de magnitude 7,7, survenu le 28 mars 2025 sur la faille de Sagaing, au Myanmar (Mw 7,7 selon l’USGS ; Mw 7,8 dans certaines études sismologiques), a offert une leçon d’une autre nature. La faille de Sagaing est une faille décrochante, et non un méga-chevauchement ; son mécanisme n’a donc rien à voir avec celui de Cascadia. Ce qui était intéressant, c’était la vitesse de rupture. Après une phase initiale bilatérale, la branche méridionale a accéléré au-delà de la vitesse locale des ondes de cisaillement, jusqu’à environ 5 km/s, et a maintenu cette vitesse supershear sur un segment d’au moins 200 km, certains modèles cinématiques étendant l’intervalle supershear plus au sud selon la manière dont la limite du segment est définie (Wei et al. 2025 ; Goldberg et al. 2025). La rupture totale a affecté environ 475 km de la faille de Sagaing, ce qui en fait l’une des plus longues ruptures décrochantes continentales jamais enregistrées, du même ordre que les séismes de San Francisco de 1906 et de Fort Tejon de 1857. Le résultat a été une déchirure exceptionnellement longue et exceptionnellement rapide pour une magnitude 7,7, avec des secousses violentes près de la faille sur des centaines de kilomètres et des comparaisons, à titre d’analogue moderne, avec le séisme de San Francisco de 1906 (Goldberg et al. 2025 ; Vera et al. 2025).
On ne s’attend pas à ce que la marge de Cascadia soit le siège d’une rupture décrochante supershear de la même manière : la géométrie d’un méga-chevauchement ne s’y prête pas. Mais le séisme de Mandalay illustre bien un point plus général : les lois d’échelle empiriques utilisées pour prévoir les mouvements du sol reposent sur un petit échantillon de grands événements, et le prochain grand séisme, où que ce soit, peut encore réserver des surprises que le précédent n’avait pas laissé présager. Une rupture de Cascadia en 2030 ou en 2080 ne sera pas la copie conforme de celle de 1700.
Comment les communautés du Nord-Ouest Pacifique se préparent-elles au prochain séisme de Cascadia ?
Entre le cap Mendocino et la pointe nord de l’île de Vancouver vivent environ neuf à dix millions de personnes. Les villes de Vancouver, Victoria, Seattle, Tacoma, Olympia, Portland, Eugene et Eureka se trouvent toutes dans l’empreinte des fortes secousses d’une rupture de Cascadia affectant toute la marge. La côte exposée au Pacifique, ses plages et ses petites villes, de Tofino à Ocean Shores, à Cannon Beach et à Crescent City, se trouve dans la zone d’inondation par tsunami modélisée pour une source située à Cascadia, avec des temps d’arrivée sur les plages les plus proches d’environ 15 à 30 minutes après le début de la rupture. Une répétition de 1700 en 2030 ou en 2050 serait la plus grande catastrophe naturelle de l’histoire connue du Canada ou des États-Unis contigus.
Depuis le milieu des années 2010, la compréhension du public a rattrapé la science, et la région est passée de la prise de conscience à la préparation. Les États de Washington et de l’Oregon exigent désormais que les nouvelles structures critiques — écoles, hôpitaux, ponts — soient conçues pour résister aux mouvements du sol de Cascadia, qui incluent explicitement des secousses de longue durée et de basse fréquence. Les anciens bâtiments en maçonnerie non armée de Seattle et de Portland restent un grave problème de sécurité des personnes, mais des programmes de renforcement existent et sont en cours.
Les communautés côtières ont adopté des cartes d’inondation par tsunami ayant force de loi. Les itinéraires d’évacuation sont balisés et parcourus à pied. À Westport, dans l’État de Washington, et dans le district scolaire d’Ocosta, des structures d’évacuation verticale construites à cet effet se dressent à moins de quinze minutes de marche du rivage, conçues pour offrir à ceux qui ne peuvent pas gagner les hauteurs quelque chose à gravir.
ShakeAlert, exploité par l’USGS avec des partenaires de Caltech, de l’UC Berkeley, de l’université de Washington, de l’université de l’Oregon et de la Central Washington University, diffuse des alertes publiques précoces de séisme en Californie depuis 2019, en Oregon depuis mars 2021 et dans l’État de Washington depuis mai 2021. La version 3 du logiciel a été mise en service en 2024 et a ajouté des données géodésiques, des GPS à haute cadence, qui permettent au système de suivre en temps réel la croissance de la magnitude pendant la première minute d’une grande rupture. C’est le genre de capacité que l’expérience de Tohoku-oki en 2011 a montrée comme essentielle ; sans elle, le système d’alerte a tendance à sous-estimer, dès les premières secondes, les séismes de magnitude 8 et 9 (McGuire et al. 2025). Le déploiement du réseau de stations sismiques et géodésiques dans le Nord-Ouest Pacifique en est à sa phase finale, la couverture complète étant en bonne voie dans les années à venir (McGuire et al. 2025). Le système d’alerte n’empêche pas les séismes ; il offre, selon la distance à la rupture, de quelques secondes à une ou deux minutes de préavis avant l’arrivée des fortes secousses.
Les communautés autochtones se préparent à leur manière. La Première Nation Huu-ay-aht, dont les ancêtres vivaient dans le village de la baie Pachena détruit en 1700, a construit un nouveau bâtiment administratif sur les hauteurs dominant la baie afin que les habitants disposent d’un endroit où évacuer à la verticale ; le village d’Anacla reste en basse altitude, mais des projets existent pour le déplacer. La tribu Quileute, à La Push, dans l’État de Washington, a déplacé son école et son centre tribal vers les hauteurs dans le cadre d’une relocalisation soutenue par l’État fédéral. Les Makah de Neah Bay ont mené une planification semblable. Ces déplacements appliquent un récit vieux de 326 ans à un problème dont la récurrence est géologiquement certaine, même si ni la science ni la tradition orale ne peuvent nous dire à quelle décennie.
Cascadia ne rompra pas aujourd’hui. Elle rompra, et l’horloge qui décidera du moment a démarré il y a 326 ans.
La vase de marais de la Copalis, les chicots de cèdres de la rivière Johns, les registres de la cour d’Edo : trois siècles plus tard, tous les trois reconstituent la même soirée à quelques heures près. Le récit que Louis Clamhouse a fait à Eugene Arima en 1964, dans une langue qu’aucun des géologues concernés ne savait lire, en fait autant.
Questions fréquentes
Pourquoi appelle-t-on « orphelin » le tsunami de 1700 ? Les registres côtiers japonais relatifs à l’événement de 1700 décrivent un tsunami destructeur arrivé sans aucun séisme ressenti au Japon. Dans la sismologie historique japonaise, un tsunami dont le séisme parent est inconnu est appelé tsunami minashigo ou « tsunami orphelin ». L’événement de 1700 est resté orphelin pendant près de trois siècles, jusqu’à ce que Satake et ses collègues identifient en 1996 la zone de subduction de Cascadia comme sa source.
En quoi la zone de subduction de Cascadia diffère-t-elle de la faille de San Andreas ? Ce sont deux types de failles entièrement différents. La faille de San Andreas est une limite transformante où les plaques pacifique et nord-américaine coulissent horizontalement l’une par rapport à l’autre ; elle produit des séismes de magnitude 7 à 7 et demi, comme la rupture de San Francisco en 1906. La zone de subduction de Cascadia est une limite de chevauchement où la plaque Juan de Fuca plonge sous l’Amérique du Nord ; elle peut produire des séismes de magnitude 8 à 9 et des tsunamis transpacifiques. Les deux systèmes se rejoignent à la jonction triple de Mendocino, au large du nord de la Californie.
Que sont les trémors et glissements épisodiques ? Sous la zone verrouillée sismogène du méga-chevauchement de Cascadia, la limite de plaques glisse sans bruit par impulsions rythmées d’une durée de quelques jours à quelques semaines, accompagnées d’un faible trémor sismique. Ces événements sont enregistrés par des réseaux de GPS et de sismomètres depuis le début des années 2000 et se répètent à des intervalles d’environ 14 mois sous l’île de Vancouver. Ils libèrent la déformation accumulée sans produire de fortes secousses et ne sont pas des séismes au sens habituel.
Un séisme de Cascadia pourrait-il toucher des villes de l’intérieur comme Seattle et Portland ? Oui. Une rupture de Cascadia sur toute la marge produirait de fortes secousses de longue durée, de plusieurs minutes, sur l’ensemble de l’avant-arc de Cascadia, y compris Seattle, Tacoma, Olympia, Portland, Eugene, Victoria et Vancouver. Les villes de l’intérieur se trouvent hors de la zone d’inondation par tsunami, mais sont exposées aux mêmes mouvements du sol que la côte, avec en plus l’aléa d’amplification par effet de bassin dans les agglomérations de Seattle et de Portland.
