Contraintes

La figure IV-32 présente les contraintes obtenues pour deux modèles bicouches avec des frictions de 0,30 et 0,02. On observe des différences significatives principalement dans les zones proches des failles actives avec une friction de 0,02 (MRF, Tabriz, Lut). Lorsque la MRF fonctionne dans le Zagros (friction de 0,02), les contraintes sont orientées plus perpendiculairement à la chaîne indiquant le partitionnement qui se crée. Pour la partie Sud-Est du Zagros, le changement de friction ne montre aucune différence au niveau de l’orientation des contraintes, et le mouvement sur le MZT est faible, ce qui est en accord avec les observations géologiques [Berberian, 1995 ; Blanc et al., 2003]. Avec l’activation des grands accidents bordant le Lut à l’Est et à l’Ouest, les contraintes s’orientent presque E-O dans le bloc d’Helmand. Au Nord du Lut, proche de la faille de Doruneh, la friction faible réduit l’obliquité des contraintes de part et d’autre de la faille. C’est l’inverse qui se produit au Nord de la faille de Tabriz. Pour l’Alborz, les contraintes sont un peu moins obliques que les axes de déformation indiqués par le GPS ou la sismicité. Dans la partie Ouest de l’Alborz les contraintes sont proches de la normale aux structures. Des failles orientées E-O pourraient jouer en senestre. Par contre pour des failles orientées N110°E, leur jeu senestre est moins certain.

Figure IV-32 : Contraintes obtenues à 10 km de profondeur avec une friction sur les failles de 0,02 (gris) et 0,30 (noir) pour le modèle bicouche (croûte et manteau) de la lithosphère iranienne. La longueur des flèches est normalisée par (σ₁−σ₃)/σ .

La faible différence d’orientation des contraintes entre les deux modèles (voir figure IV-32) ne permet pas d’utiliser l’apport de la sismicité pour choisir en faveur de l’un ou l’autre des modèles. La vitesse de glissement sur les failles reste le critère déterminant pour le choix de la meilleure friction sur les failles.

Conclusion

Les différents modèles sur l’Iran montrent que les résultats GPS de cette étude ne sont pas discriminants pour choisir un modèle particulier. Cela vient du fait que les points sont situés trop loin des failles (ex : région de Tabriz) ou que l’échantillonnage à travers les structures n’est pas réalisé (ex : le Zagros). Par conséquent les vitesses de failles n’étant pas résolues, le

champ de vitesse peut être expliqué ou bien uniquement par la déformation du milieu continu (failles bloquées, rotation et déformation du milieu continu), ou par une combinaison de déformations continues (chaînes de montagnes) et discontinues (blocs et grands décrochements). Les résultats des réseaux locaux comme ceux de Tabriz ou du Nord Zagros permettront probablement de rendre le champ de vitesse GPS plus discriminant dans le choix du modèle optimal.

La friction apparente sur les failles semble devoir être faible pour permettre le glissement de celles-ci. La quantification des vitesses long terme des principales failles iraniennes comme la MRF est donc une nécessité pour poursuivre les études sur ces phénomènes.

La géométrie de nos modèles présente des limitations. Les subductions ne peuvent pas être prise en compte dans notre modèle. On supprime celle du Makran en limitant le modèle à la côte Sud-Est iranienne. Celles autour de la Caspienne sont rendues possible par la déformation plus facile du milieu continu chaud. Les chevauchements ne peuvent être pris en compte, ce qui limite le raccourcissement au milieu continu. Enfin, les interactions avec le manteau notamment dues au slab ne peuvent être modélisées.

Néanmoins, les expériences présentées dans ce chapitre indiquent que l’azimut et l’intensité du champ de vitesse observé en Iran peuvent être expliqués dans le cadre de la convergence Arabie/Eurasie. Toutefois, la région du Caucase, du bassin de la Kura et de l’Est de la Turquie pose un problème notable. Pourtant les vitesses obtenues pour les sites au Sud de la faille de Tabriz sont cohérentes avec les mesures GPS et la vitesse de glissement sur la faille de Tabriz est, elle aussi, en accord avec celle proposée par Hessami et al. [2003] sur la base de données paléo-sismologiques. Dès lors, le mouvement de la région au Nord de la faille de Tabriz ne semble pas uniquement lié à la convergence Arabie/Eurasie.

Les failles décrochantes semblent devoir s’enraciner profondément dans le manteau jusqu’à la base de la lithosphère. Cependant, cela n’est pas suffisant pour induire un partitionnement total entre le raccourcissement et le décrochement dans la chaîne du Zagros, qui est au maximum de 60-70%.

Conclusion et perspectives

L’Iran est une mosaïque complexe de structures liée à l’histoire géologique du pays. La convergence Arabie/Eurasie a conduit par le jeu de plusieurs subductions à l’accrétion de divers blocs continentaux (la région de Sanandaj-Sirjan, le Lut et l’Helmand) et probablement océanique (le bloc Sud Caspien). Ces blocs sont ceinturés de zones de déformations plus ou moins larges (les chaînes péri caspiennes, le Zagros, les grands décrochements bordant le Lut à l’Est et à l’Ouest, la zone de faille de Tabriz). Les différentes mesures GPS présentées dans cette étude nous ont permis de calculer le premier champ de vitesse à l’échelle de l’Iran, à partir de mesures directes. Il représente une vision cinématique instantanée à l’échelle de temps de la collision Arabie/Eurasie. Il a permis de quantifier la déformation accommodée par les grandes structures iraniennes, de mettre en évidence la rigidité de la zone de Sanandaj-Sirjan et de préciser les conditions aux limites de la collision Arabie/Eurasie. Ces résultats, bien souvent en accord avec les estimations géologiques, ont pu être utilisées pour contraindre des modèles thermomécaniques permettant d’étudier les forces qui contrôlent le système. La synthèse des principaux résultats de cette étude est présentée ici.

Conditions aux limites de la zone de convergence Arabie/Eurasie

Les sites observés sur la marge Nord-Est de la plaque arabe en Oman et Iran permettent de préciser le mouvement de cette plaque. Utilisés avec les sites de l’étude de McClusky et al. [2003] au Nord-Ouest de la plaque arabe, ils indiquent un pôle et une vitesse de rotation cohérente avec les études précédentes basées sur les données de géodésie spatiale [Sella et al., 2002 ; Kreemer et al., 2003 ; McClusky et al., 2003]. La convergence actuelle de l’Arabie par rapport à l’Eurasie entre 44°E et 60°E de longitude varie donc de 16,9 ± 2 mm/an (N 4 ± 5°W) à 27,3 ± 2 mm/an (N 17 ± 5°E). A la longitude de l’Alborz central (52°E) elle est de 22,1 ± 2 mm/an (N 11 ± 5°E).

Les orientations sont sensiblement les mêmes que celles indiquées par le modèle NUVEL-1A [DeMets et al., 1994], mais les taux sont inférieurs d’environ 10 mm/an. Différentes études sur le mouvement de la plaque arabe [Jestin et al., 1994 ; Chu & Gordon, 1998] ont montré que les données utilisées par NUVEL-1A dans cette région étaient erronées. En se basant sur l’étude d’anomalies de la croûte océanique, McQuarrie et al. [2003] suggèrent un déplacement approximativement constant sur les 56 derniers millions d’années (voir figure V-1). Les résultats de cette étude indiquent un bon accord entre le raccourcissement Nord-Sud estimé sur les cinq derniers millions d’années pour le Zagros et l’Alborz et les taux donnés par la géodésie. De plus, les résultats GPS indiquent un déplacement cohérent avec les estimations de McQuarrie et al. [2003] sur les dix derniers millions d’années (voir figure V-1). Par conséquent, on peut penser que le mouvement de la plaque arabe a été constant au moins sur la période Plio-Quaternaire, et que les taux de convergence fournis par NUVEL-1A sont incorrects. Les changement des vitesses de failles comme il en existe peut être pour la MRF, ou le changement d’orientation des axes principaux de la déformation dans l’Alborz [Allen et al., 2003a] ne seraient donc pas dus à des variations de conditions aux limites la collision Arabie/Eurasie, mais plutôt à une réorganisation interne de la zone de collision.

Figure V-1: Déplacement au cours du temps d’un point de référence (48°E, 38°N) représentant l’Arabie par rapport à l’Eurasie [McQuarrie et al. 2003]. Le déplacement déduit du pôle de rotation de l’Arabie obtenu dans cette étude a été ajouté (pointillés).

La quantification des déformations en Iran

L’interprétation du champ de vitesse GPS présentée au chapitre III en tenant compte des indications sismotectoniques et géologiques est cohérente avec les résultats de la modélisation. Néanmoins, les vitesses des failles décrochantes partitionnant la convergence oblique du Nord-Ouest Zagros, de l’Alborz central et du Kopet-Dag sont données dans l’hypothèse de 100% de partitionnement. Pour ce qui est du Nord-Ouest Iran, les 8 ± 2 mm/an pourraient être répartis en ~5 mm/an sur la faille Nord Tabriz et ~3 mm/an sur le prolongement iranien des failles arméniennes. Les résultats sont résumés par la figure V-2. Les taux de raccourcissement Nord-Sud estimés à travers le Zagros et l’Alborz sont cohérents avec les données géologiques [Blanc et al., 2003 ; Allen et al., 2003a]. Les vitesses de décrochement sur l’Alborz, la faille de Tabriz et la zone de transition Zagros-Makran sont en accord avec les résultats proposés sur la base d’indices géologiques et géomorphologiques [Allen et al., 2003a ; Hessami et al., 2003 ; Regard, 2003 ; Ritz et al., 2003]. Toutefois certains écarts existent comme dans le Kopet-Dag où le taux de raccourcissement actuel est deux fois moins élevé que celui proposé à partir des observations géologiques [Lyberis &

Manby, 1999 ; Jackson et al., 2002]. Il est a noter que les grandes failles décrochantes du

Zagros (MRF, Kazerun et Borazjan) présentent des bornes supérieures de leurs vitesses actuelles de glissement au moins 3 fois inférieures à celles estimées à partir de la géologie et la géomorphologie de la région [Berberian, 1995 ; Talebian & Jackson, 2002]. Etant donné que les conditions aux limites n’ont pas changé depuis 10 Ma, on peut se demander si le fonctionnement de ces failles ne s’est pas ralenti lors de la propagation vers le Nord, il y a ~5-6 Ma d’années [Axen et al. 2001 ; McQuarrie et al. 2003], des effets de la collision Arabie/Eurasie. L’asismicité de la zone de faille de Minab-Zendan-Palami [Yamini Fard et

al., 2003] est étonnante à la vue du différentiel accommodé par cette région. Il se pourrait bien

que le même phénomène se produise dans un contexte quelque peu similaire le long de la côte Ouest du bassin Sud Caspien. En effet, des indices géologiques indiquent un décrochement dextre le long de cette côte [Trifonov, 1978 ; Kopp, 1982; 1997 ; Karakhanian et al., 1997 ;

Nadirov et al., 1997] alors qu’aucune sismicité ne le souligne. De plus, la faille recoupe des

sédiments déposés sur une croûte océanique et les vitesses pourraient être du même ordre que celles observées dans la région de Minab.

Figure V-2 : Interprétation tectonique synthétique du champ de vitesse en Iran. Les flèches noires épaisses indiquent le déplacement de l’Arabie et du bassin Sud Caspien par rapport à l’Eurasie. Les flèches grises sont les taux de raccourcissement ou de décrochement directement déduit des mesures GPS. Les flèches blanches ont la même signification que les grises, mais les taux sont déduis du champ GPS ainsi que de données de sismotectonique et géologie. La vitesse sur la faille de Chaman est déduite du modèle REVEL [Sella et al., 2002].

Sur un plan cinématique, l’Iran peut se diviser en deux parties. Une partie Ouest où la convergence est principalement accommodée par déformation intracontinentale. Cette déformation, malgré la relative jeunesse de l’orogène n’est pas limitée à une zone étroite bordant la plaque, mais s’étend déjà sur une large bande, impliquant plusieurs chaînes de montagnes et blocs quasi rigides (voir figure V-3a). Pour la partie Est, la tectonique est en grande partie gouvernée par la subduction du Makran (~75%). Nous n’avons malheureusement pas pu inclure cette zone dans notre modèle pour tester le couplage au niveau du plan de subduction. La déformation dans cette région semble être concentrée au Sud dans le Makran et au Nord dans le Kopet-Dag (voir figure V-3b). Le différentiel de vitesse entre ces deux régions est accommodé par les zones de décrochement de la région de Minab puis plus au Nord par la bordure Ouest du Lut (Gowk et Nayband). Des accidents

similaires existent à l’Est du Lut où les failles de Neh et du Sistan accommodent le mouvement vers le Nord du Lut par rapport au bloc d’Helmand.

Figure V-3 : Profils N-S des composantes Nord des vitesses observées pour la partie Ouest de l’Iran à environ 52°E de longitude (a) et la partie Est à 59°30’E de longitude (b). Le trait noir donne l’évolution des vitesses obtenue par modélisation mécanique le long du profil. Le trait en pointillés représente la subduction du Makran non prise en compte par le modèle. CIB : Bloc Central Iranien, SCB : bassin ou bloc Sud Caspien, K-D : Kopet-Dag.

Déformation continue, discontinue et rhéologie

La synthèse des données géodésiques, géologiques et sismologiques semble montrer en Iran qu’il existe :

- des zones déformables à l’échelle de la croûte et peut être du manteau. Ce sont les orogènes (Alborz, Zagros, Kopet-Dag) qui d’après les données géologiques présentent parfois du partitionnement ;

- des blocs rigides ou quasi-rigides à l’échelle de temps des mesures GPS ; - des zones de déformation très localisées hors des chaînes de montagnes.

La modélisation thermomécanique permet d’étudier les forces qui contrôlent ce système en prenant en compte la rhéologie des trois différents type de régions exposées plus haut. Les résultats montrent clairement que le réseau GPS Iran Global ne permet pas de préciser les mécanismes de déformation interne de ces régions. En effet, un modèle 3D bicouche (croûte et manteau) s’étendant du Sud de l’Iran au Nord du Caucase et de l’Est de la Turquie à l’Ouest de l’Afghanistan avec comme conditions aux limites celles de la convergence Arabie/Eurasie, n’a pas permis de choisir entre des solutions où les grands accidents décrochants étaient bloqués ou non. Ceci est du aux distances importantes entre les sites. C’est seulement avec l’apport de vitesses de failles estimées à l’aide de données géologiques [Walker & Jackson, 2002 ; Hessami et al., 2003] qu’il a été possible de déterminer le modèle optimal. Les considérations tirées de ce modèle et des autres observations sont décrites dans ce qui suit.

Les orogènes

Le modèle mécanique 3D utilisé (ADELI, Chéry & Hassani, 2002) permet de générer des surfaces de contact avec un pendage uniquement vertical. Par conséquent, le raccourcissement au sein des chaînes de montagnes est accommodé par la déformation du milieu continu dans

les modèles mécaniques développés. Toutefois, les mesures GPS dans l’Alborz central présentées dans cette étude ou celles dans le Zagros [Tatar et al., 2002] ne montrent pas de discontinuités dans les profils de vitesses. Les observations de la composante transverse à la chaîne de l’Alborz central ne permettent pas de discriminer entre déformation continue ou concentrée sur une faille actuellement bloquée (Mosha). Pourtant les observations géologiques indiquent une vitesse de faille entre 2 et 7 mm/an [Allen et al., 2003a ; Ritz et al., 2003]. Par conséquent, dans cette chaîne, la composante transverse semble être accommodée par un modèle de bloc. Pour la composante de raccourcissement il est encore trop tôt pour conclure étant donné la courte période d’observation des réseaux (2 ou 3 ans). Que ce soit pour l’Alborz ou pour le Zagros les vitesses décroissent régulièrement tout le long de la chaîne, mais cela ne signifie pas forcément une déformation continue. On peut toutefois dire qu’elle n’est pas accommodée par un chevauchement actif unique comme au Népal (ex : Lavé

& Avouac, 2000). Dans l’Alborz, plusieurs chevauchements sont probablement actifs dont au

moins un au Nord et un au Sud [Allen et al., 2003a]. Pour le Zagros, son allure linéaire dissimule peut être des mécanismes différents entre le Nord-Ouest et le Sud-Est, la limite étant formée par les grands accidents Nord-Sud de Kazerun et Borazjan. Au Nord-Ouest, la convergence est probablement partitionnée entre du raccourcissement perpendiculaire à la chaîne et du décrochement le long de la MRF. Toutefois les modèles optimaux suggèrent un taux maximum de partitionnement de 70%. Cette valeur est cohérente avec les résultats de l’Alborz où le rapport vitesse de faille de Mosha (2,7 ± 0,5 mm/an, Ritz et al., 2003) sur composante cisaillante de la chaîne (4 ± 2 mm/an) est d’environ 70%. Dans la partie Sud-Est du Zagros la déformation semble distribuée sur la chaîne sans que cette fois encore on puisse la lier à une déformation continue. En effet, la microsismicité de la région [Tatar, 2001] suggère plusieurs essaims pouvant correspondre à différentes failles actives sur la largeur de la chaîne. De plus, nous avons vu que le modèle de chaîne de collision oblique à la convergence faisait apparaître de la déformation plastique effective suggérant la formation d’un chevauchement à pendage NE à mi-largeur du Zagros.

La comparaison entre différents modèles indique que la résistance de la lithosphère pourrait en grande partie provenir de la croûte sismogénique. Ce qui impose des paramètres rhéologiques légèrement différents de ceux proposés usuellement d’après les travaux de

Tsenn & Carter [1987] et Carter & Tsenn [1987]. D’après le modèle sur le Zagros, les failles

décrochantes accommodant le partitionnement au sein des orogènes semblent pouvoir se limiter à la partie crustale, mais leur friction apparente doit être faible pour obtenir un taux de partitionnement élevé.

Les blocs rigides

D’après l’histoire tectonique de la région, ces blocs (la région de Sanandaj-Sirjan, le Lut et l’Helmand) sont anciens et existaient déjà au Mésozoïque moyen (190 Ma) [Dercourt et al., 1986]. De plus ils ne semblent pas avoir été le siège d’une tectonique intense depuis cette époque. Par conséquent, leur âge tectonothermique [Chapman & Furlong, 1977] indiquerait des températures faibles, en accord avec ce qui est proposé un peu plus au Nord pour la marge eurasienne par Cermak [1982]. En outre, les modèles thermiques simulant la subduction du manteau arabe ou de l’ancienne croûte océanique de la Téthys sous l’Iran ont montré le refroidissement de ces blocs.

La région d’altitude moyenne entre le plateau de Sanandaj-Sirjan et l’Alborz (Kavir), est représentée comme une zone de déformation large par la figure V-2. Ce choix est discutable car la zone présente un faible niveau de sismicité. Néanmoins, les résultats GPS montrent du raccourcissement et, en l’absence d’un échantillonnage plus important, il est impossible de déterminer si son comportement s’apparente à celui d’un bloc rigide bordé de failles, ou à celui d’une large zone de déformation. Le champ de déformation indiqué par le modèle

suggérerait plutôt une déformation répartie sur une bande assez large (100 km) à l’Ouest du Lut (voir figure V-3).

Les grands accidents décrochants hors orogènes

Ils localisent la déformation à la périphérie des blocs (bordure Est et Ouest du Lut, faille de Tabriz) ou le long de la zone de transition Zagros/Makran [Bayer et al., 2002]. Ils ont été simulés dans le modèle par des discontinuités traversant toute la lithosphère. Pour que les taux de glissement soient en accord avec les estimations géologiques dans la région de Tabriz, [Hessami et al., 2003] et le long de la faille de Nayband sur bordure Ouest du Lut [Walker &

Jackson, 2002], la friction apparente de ces failles a du être abaissée à 0,02. Les failles

bordant les blocs sont souvent co-localisées avec des ophiolites et marquent ainsi des zones à fort héritage structural. Il n’est donc pas étonnant que celles-ci s’enracinent à la base de la lithosphère comme Leloup et al. [1999] le proposent. Comme pour la rhéologie des larges zones de déformations, la résistance de la partie mantellique de ces failles semble devoir être inférieure à la résistance crustale. Pour la transition Zagros/Makran, la zone de faille n’est pas héritée d’une limite de bloc mais elle se localise le long de l’ancienne marge passive Nord-Sud entre l’Arabie et la Téthys. Le contexte est donc plus compliqué et le fait que la discontinuité se trouve proche d’une limite de notre modèle ne nous permet pas de tirer de conclusion.

Déformation continue (géodésique et sismique), discontinue (modélisation)

La comparaison de l’orientation des contraintes obtenues dans le modèle avec les axes principaux de la déformation calculés à partir du champ de vitesse GPS et à partir des données de sismicité [Masson et al., 2003] est présentée par la figure V-4. Les orientations sont