Rappel des notions sur la zone sismogène et le couplage sismique

Les zones de subduction sont le lieu de nucléation d’une importante sismicité comprenant les méga-séismes destructeurs, qui se produisent à la frontière entre deux plaques (l’interplaque). La présence d’aspérités sur la plaque plongeante, la distribution des températures, la présence de sédiments et de fluides, la nature et la structure du front de subduction, la géométrie, l’âge et la structure de la plaque plongeante sont autant d’éléments influençant le champs de contrainte dans et entre les plaques à l’origine des séismes. La connaissance structurale de ces zones de subduction fait donc partie des éléments primordiaux pour comprendre la nucléation de ces événements.

L’arc antillais constitue une zone de subduction active avec une sismicité inégalement répartie le long de l’arc et l’existence même de grands séismes de subduction est encore discutée. La marge Nord des Petites Antilles à la transition Grande et Petites Antilles, précisément, le passage d’Anegada apparaît comme une transition entre deux régions sismiquement plus actives au nord et au sud. Cette quiescence, peut-être relative ou transitoire depuis 150 ans nécessite une analyse détaillée de ce secteur encore peu étudié. De plus, la subduction frontale dans les Petites Antilles centrales devenant oblique dans les Petites Antilles du Nord semble favoriser un partitionnement de la déformation qui reste à confirmer et à préciser. La marge Nord est aussi entaillée par un ensemble de bassins, formant le passage d’Anegada et traversant l’ensemble de l’arc volcanique nord antillais selon une direction SW-NE et dont la formation reste encore largement débattue. L’acquisition des nouvelles données (sismiques réflexion profonde et réfraction, bathymétrie, flux de chaleur, imagerie) de la mission Antithesis (2013) a pour but d’imager et de caractériser la nature de l’avant arc de la zone de subduction dans le secteur des Petites Antilles du Nord et du passage d’Anegada afin d’apporter des éléments de réponses ou de discussions aux questions posées ci-dessus.

La plaque Caraïbe (CA) est un large plateau océanique qui regroupe la mer des Caraïbes, les Grandes Antilles, les Petites Antilles, le Honduras, le Salvador, le Nicaragua et le nord du Costa Rica (Figure 1). Cette plaque est en contact avec quatre autres plaques tectoniques, Amérique du Nord (NA), Amérique du Sud (SA), Nazca et Cocos. Les limites entre la plaque Caraïbe et les plaques adjacentes sont variées et complexes :
– Au nord et au sud, ce sont principalement des zones de cisaillement (respectivement sénestre et dextre) (Burke, 1988; Speed, 1985),
– A l’est et à l’ouest, il s’agit de zones de subduction formant des marges actives. A l’ouest, la plaque Cocos passe en subduction sous la plaque Caraïbe, tandis qu’à l’est, ce sont les plaques NA et SA.

Dans le Pacifique depuis le début du Trias, la plaque Farallon a subducté sous les plaques américaines (Pindell and Kennan, 2009). L’ouverture de l’océan central Atlantique pendant le Jurassique a entraîné la séparation des deux Amériques formant un océan dit « proto-Caraïbe » (Giunta and Beccaluva, 2006). Le plateau caribéen s’est formé au cours du Crétacé inférieur et s’est déplacé vers l’est jusqu’à l’actuel, le long des failles décrochantes, au nord et au sud du plateau (Giunta and Beccaluva, 2006; Pindell and Kennan, 2009). En revanche, le lieu de sa formation, ses déplacements ainsi que la mise en place des différentes subductions restentcontroversés, et font l’objet de plusieurs modèles de reconstruction cinématique.

D’après Giunta and Beccaluva, (2006), le plateau caribéen correspondrait à un surépaississement autochtone de la croûte proto-caribéenne de fin Jurassique à début Crétacé (Sinton et al., 1998). Ce sur-épaississement serait dû à un magmatisme local de type point chaud, situé entre les deux Amériques (Duncan and Richards, 1991; Giunta and Beccaluva, 2006). Ensuite, deux phases majeures de subduction se seraient succédées. La première aurait lieu mi-Crétacé avec la subduction vers l’est de l’ensemble du plateau caribéen et de l’océan proto-caribéen. Au cours du Crétacé moyen, l’océan proto-caribéen entre en subduction vers l’est sous les plaques Amériques, entraînant la collision du plateau caribéen au Crétacé terminal et une inversion de la subduction et l’enfoncement des plaques Amériques sous la plaque Caraïbe qui se poursuit à l’actuel.

Un modèle cinématique alternatif, dit «Pacifique» propose une formation du plateau caribéen à l’aplomb du point chaud des Galápagos dans l’océan Pacifique (Burke et al., 1978; Duncan and Hargraves, 1984; Nerlich et al., 2014). Après l’ouverture de l’océan Proto-Caribéen (au Jurassique), la subduction du Pacifique (portant le plateau caribéen) vers l’est sous l’océan proto-caribéen se mettrait en place formant le «Grand Arc de la Caraïbe» au cours du Crétacé. Or actuellement, une subduction à vergence ouest se produit à l’est du plateau caribéen (subduction de l’océan Atlantique sous la plaque Caraïbe). Il a fallu une inversion de polarité de la subduction, cependant l’âge de cette inversion reste débattu. (Burke, 1988; Kerr et al., 1999) suggèrent une inversion de subduction fin Crétacé après la collision entre le plateau océanique caribéen et le «Grand Arc de la Caraïbe» alors que Pindell and Kennan, (2009) proposent une inversion début Crétacé (Figure 2). Ainsi, la subduction aurait formé le «Grand Arc de la Caraïbe». L’histoire du plateau caribéen et son évolution restent donc fortement controversées.

A partir de l’Éocène, l’ouverture du bassin de Grenade (Figure 1) correspond à l’arrêt du volcanisme du «Grand Arc de la Caraïbe» et à la mise en place du système de l’arc des Petites Antilles (Bouysse, 1988) qui se poursuit jusqu’à nos jours dans le contexte géodynamique de l’est de la plaque Caraïbe.

A l’est de la plaque Caraïbe, les plaques NA et SA plongent vers l’ouest formant l’arc des Petites Antilles. Cet arc volcanique est constitué d’une vingtaine d’îles se répartissant sur 850 km de longueur avec un rayon de courbure de 450 km. Il s’étend, au nord, du passage d’Anegada jusqu’à la marge continentale nord de l’Amérique du sud.

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Table des matières

I. INTRODUCTION
II. CONTEXTE GÉODYNAMIQUE DES PETITES ANTILLES
II.1 LA PLAQUE CARAÏBE
II.1.1 Les frontières actuelles de la plaque Caraïbe
II.1.2 Formation et évolution de la plaque Caraïbe depuis le Jurassique
II.2 LA ZONE DE SUBDUCTION DES PETITES ANTILLES
II.2.1 L’arc volcanique des Petites Antilles
II.2.2 La cinématique
II.2.3 Rappel des notions sur la zone sismogène et le couplage sismique
II.2.4 La sismicité des Petites Antilles
II.2.5 Structure crustale de la zone de subduction
II.3 LE NORD DES PETITES ANTILLES : LE PASSAGE D’ANEGADA
II.3.1 Localisation et description
II.3.2 La cinématique
II.3.3 La sismicité et le partitionnement
II.3.4 Formation du passage d’Anegada
II.4 PROBLÉMATIQUES ET OBJECTIFS
III. DONNÉES ET MÉTHODES
III.1 LA CAMPAGNE ANTITHESIS
III.2 RAPPEL SUR LES PRINCIPES DE LA SISMIQUE GRAND ANGLE ET DE LA SISMIQUE RÉFLEXION
III.2.1 Principe de la sismique grand angle
III.2.2 Principe de la sismique réflexion
III.2.3 Caractéristiques des données étudiés
III.3 TRAITEMENT DE LA SISMIQUE GRAND ANGLE
III.3.1 Principe de la modélisation directe par RAYINVR
III.3.2 Construction des modèles
III.3.3 Nombre de pointés et RMS
III.3.4 Incertitude des pointés
III.3.5 Résolution et incertitudes des modèles
III.4 TRAITEMENT DE LA SISMIQUE RÉFLEXION
IV. CONCLUSION