Sismique réflexion et imagerie multifaisceaux sur le prismed’accrétion et l’interplaque aux Antilles

Olga Hernandez∗

Résumé

Lors de la campagne en mer Sismantilles II, effectuée en février 2007, deux profils de sis-mique réflexion verticale de 140 km de long allant du bassin avant-arc au front de défor-mation ont été réalisés, traités et interprétés en même temps que la bathymétrie. Il s’agitdes 2 premiers profils sismiques au large d’Antigua. Nous y avons imagé l’interplaque desubduction sous le prisme d’accrétion avec comme objectif d’étudier la structure internedu prisme ainsi que les irrégularités topographiques et morphologiques de l’interplaquequi pourraient être associées avec celles portées par la croûte océanique en subduction.Espacés seulement de 25 km, ces profils présentent une morphologie très différente, quenous expliquons par une déformation à l’échelle locale. La morphologie du prisme auniveau du front de déformation résulte de la présence de reliefs locaux sur la croûteocéanique. De façon surprenante, le décollement n’est pas autant visible que sur les profilsacquis plus au Sud lors de campagnes antérieures, peut être, à cause de sa faible épaisseur,de la plus faible épaisseur de sédiments sur la croûte océanique, de la présence de reliefsportés par la croûte océanique et de la déformation qu’ils induisent.L’imagerie sismique permet l’identification du domaine de l’avant-arc. De plus nous mon-trons grâce à une analyse conjointe de la bathymétrie et la sismique réflexion que la rideBarracuda possède un prolongement morphologique au-delà du front de déformation. Ladéformation imposée par la subduction de ce relief parait très nette sur le profil le plus aunord. La détection de nombreuses failles normales pourrait être interprétée par la déforma-tion induite des sédiments de l’avant-arc suite au passage d’un grand relief en profondeur.La structure interne du prisme, de même que les dépôts des bassins avant-arc suggèrentque la déformation actuelle est contrôlée localement par les reliefs en subduction de laplaque océanique plongeante.

∗Stage effectué au laboratoire de Sismologie Expérimentale de l’IPGP, sous la direction de Mireille Laigle et Alfred HirnDeuxième année de Master à l’Institut de Physique du Globe (IPGP) et à l’Ecole Normale Supérieure de Paris

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1 Introduction

La région des Petites Antilles est une zone de subduction née de la convergence entre deux plaquesocéaniques: la plaque Caraïbes et la partie océanique de la plaque N/S américaine (figure 1). D’aprèsles modèles GPS de [Demets et al., 2000], ces deux plaques convergent dans la direction ENE à2cm/an.

Figure 1: Contexte Géodynamique des Pe-tites Antilles d’après [Feuillet et al., 2002]:Plaque Caraïbes délimité par deux faillesdécrochantes: Faille décrochante senestred’Oriente au nord, faille décrochante dex-tre "El Pilar" au sud et par deux zonede subduction: subduction de la plaqueCocos à l’ouest sans formation de prismed’accrétion, et la subduction des plaquesN/S Américaines à l’est avec formation deprisme d’accrétion - Cercle: Zone de rupturedu séisme de subduction de 1843, le plusgrand du catalogue des Petites Antilles

L’objet de ce stage a consisté à imager l’interplaque de subduction sous le prisme d’accrétion dela zone de subduction des Antilles afin d’étudier la structure interne du prisme et les irrégularitéstopographiques et morphologiques de l’interplaque et du fond de mer. Pour ce faire, nous avonsréalisé l’acquisition, le traitement et l’interprétation des données de sismique réflexion, réfraction etde bathymétrie obtenues lors de la campagne Sismantilles II, effectuée du 27 janvier au 24 février2007.Cette campagne a eu lieu afin d’imager la position et la variation de la taille de la zone de contact entrela croûte de l’arc et la croûte océanique de la plaque en subduction dans la zone des Petites Antilles,structure considérée comme potentiellement sismogénique en première approximation. Cette cam-pagne suit une première campagne réalisée en novembre/décembre 2001 sur le N/O Nadir, Sisman-tilles 1, qui permit d’effectuer une première reconnaissance de la partie potentiellement sismogéniquede l’arc. Sur trois transects à l’arc, Estelle Roux a pu localiser dans le cadre de sa thèse, l’endroit oùse produit le contact de la croûte de la plaque supérieure sur la plaque inférieure.

Partant de ces résultats, la campagne Sismantilles II eut ainsi pour objectif de cartographier demanière systématique tout le long de la subduction cette zone identifiée comme potentiellement sis-mogénique. Ceci afin d’identifier et localiser la zone de rupture maximale de séismes majeurs futurset la recherche de signaux transitoire de l’activité sismique. L’intérêt de l’approche structurale del’interplaque sismogénique a pour but l’amélioration des connaissances concernant le couplage sis-mique de la région, considéré comme faible jusqu’à présent. Ceci permettra de considérer le risquesismique dans les régions des Petites Antilles, qui depuis 1843 n’a pas été affecté par un grand séismede subduction [Bernard and Lambert, 1988] et dont l’activité sismique enregistrée reste faible.

Une acquisition sismique densifiée et ciblée avec une maille de l’ordre de la dizaine de kilomètresa été mise en place. La carte figure 2 correspond au plan de la campagne effectuée. Pendant la duréede la campagne un jeu de données d’imagerie et de bathymétrie, ainsi qu’un jeu de données sur lastructure des premiers mètres du fond marin (obtenus grâce à un pénétrateur de sédiments) fut ac-quis. Un ensemble de profils de sismique réflexion et de sismique "grand angle" a été acquis le longd’une grille dont les noeuds étaient occupés par des sismomètres fonds de mer (OBH ou OBS). Au

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cours de cette campagne 9 profils longitudinaux et 12 profils perpendiculaires à l’arc furent réalisés,ce qui correspond à environ 4800 km de profils. Parmi ceux-ci, deux grands profils de 140 km delong allant jusqu’au front de déformation furent effectués en complément de deux autres profils plusau Sud acquis durant la campagne Sismantilles I. Ces deux profils furent réalisés au nord des deuxprofils antérieurs avec comme objectif d’imager une possible prolongation de la ride Barracuda auNord entre la Guadeloupe et Antigua.

Figure 2: Plan de la campagne SismantillesII. Chef de mission: Mireille Laigle. Pro-fils du leg1 en violet - Profils du leg2 enrouge - Profil de la campagne Sismantilles1 (2001) en orange - En violet correspondent1100km de profils, 6960 tirs effectués sans laflûte, réalisés au cours du premier leg. Enrouge, au cours du deuxième leg, correspon-dent 3700 km de profils, 27000 tirs, effectuésen eau plus profonde avec la flûte sismique.104 OBS-OBH y sont déployés: En bleu 30OBS de Ifm-Geomar, en rose 23 OBS deGéosciences Azur, en rouge 8 OBS du pro-gramme Obssismer IPGP-Géosciences Azur,en jaune, 23 OBS de l’INSU/IPGP déployéslors du Leg 1 par le N/O Atalante en vert, 20OBH de Ifm-Geomar déployés lors du Leg 1par le N/O Atalante - Bathymétrie Sandwell- Rectangle Noir: Zone d’étude -A,G,D,M:noms des îles: Antigua, Guadeloupe, Do-minique et Martinique

Au cours de ce stage nous avons acquis et traité les données d’imagerie sismiques et bathymétriquesacquises dans la région des Petites Antilles et étudié en détail ces grands profils (rectangle en noirsur figure 2). Les résultats principaux montrent la présence de reliefs sur la plaque océanique sous leprisme d’accrétion près du front de déformation et également découverts plus en profondeur sous ledomaine avant-arc.

Après une brève présentation des méthodes d’imagerie utilisées, nous présenterons les structuresmajeures imagées sur les deux profils étudiés, puis nous discuterons plus en détail la structure dela plaque océanique et du front de déformation, la structure interne du prisme d’accrétion et la car-actérisation d’un possible décollement, puis finalement la géométrie du butoir et son rôle dans ladéformation.

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2 Méthodes d’imageries de la structure dans la zone de subduction desAntilles: études bathymétriques, de sismique réflexion et réfraction

2.1 Sismique réflexion: acquisition et traitement des données

Dispositif et principe de l’acquisition

La sismique réflexion multitrace (SMT) est une méthode qui permet d’obtenir une image du sous-sol.Le principe consiste à générer des ondes sismiques depuis la surface de la mer par le biais de canonsà air (source sismique) dont on connaît les caractéristiques (fréquence, durée, amplitude). Ces ondessont réfléchies sur les interfaces entre les couches présentant des contrastes d’impédance différentes.Elles sont ensuite enregistrées dans leur ascension par des récepteurs (hydrophones) qui convertis-sent l’onde acoustique en tension électrique.

Lors de la campagne Sismantilles II, une source de grande énergie (volume total correspondant à8867in3 à 140 bars (1 in =2.54 cm), en mode monobulle, et riches en basses fréquences, fut utilisée defaçon à fournir un signal adapté aux fortes pénétrations recherchées. Cette configuration de la sourcefut utilisée pour un pas de tir de 150 m (cadence de 60 s) à l’exception de 4 profils avec un pas de tirde 75 m et 2 profils à 50 m.

Le récepteur utilisé est une flûte, aussi appelée "streamer" de 4.5 km, composée d’un ensembled’hydrophones offrant 360 traces espacées de 12.5 m. Ceci permet d’avoir une distance inter-cdp(entre deux traces consécutives d’une section stack) de seulement 6.25 m. A cause du fort courantprésent au cours l’acquisition de certains profils, la flûte ne s’est pas trouvée toujours alignée par rap-port à la direction du bateau (figure 3) ce qui peut engendrer des perturbations locales de l’imagerieaprès le traitement sismique et qu’il est donc nécessaire de connaître au préalable. En effet dans lesgirations il est normal que la flûte soit déviée et ne se retrouve pas alignée derrière le bateau. Néan-moins nous remarquons que sous l’OBS K5 (figure 3 -cercle rouge), dans un profil rectiligne la flutese trouve déviée. Nous noterons cependant que pour les profils étudiés (profil L et K)la flûte est bienalignée par rapport à la direction du bateau.

Figure 3: Position de la flute par rapport au bateau - la flèche indique la bouée de queue de la flûte.

Plus l’intertir est grand, plus l’ordre de couverture est faible. Ceci a pour effet principal d’augmenterla distance entre les traces d’une collection en point milieu commun. Ceci peut constituer une limi-tation dans l’analyse de vitesse de stack ou le traitement par exemple pour atténuer les multiples dufond de l’eau. Mais comme nous sommes ici en eau très profonde, ce type de traitement ne sera pasappliqué.

Lors de la campagne nous avons utilisé majoritairement un intertir de 150m. La couverture mul-tiple (nombres de traces par CMP), donné par la relation suivante est alors de 15 traces par CMP

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distantes les unes des autres de 12.5 m.

C =Nombredetraces ∗ Intertrace

(2 ∗ Intertir)=

360 ∗ 12.52 ∗ (150)

= 15

Pour les intertirs de 75 m et 50 m, la couverture devient plus importante (30, 45), et nous obtenonsdes CMP de traces plus serrées bien qu’une pénétration plus faible. Les profils K et L ont été réalisésavec deux configurations différentes. La première partie (I) (figure 13) de chaque profil imageantle bassin avant-arc, a été imagée avec un intertir de 150 m permettant une pénétration importanteafin d’essayer d’imager la plaque plongeante se trouvant à une forte profondeur. La deuxième partie(II) proche du front de déformation a été réalisée avec un intertir de 50 m, offrant la possibilité detraitements ultérieurs plus avancés et une meilleure analyse de vitesse.

Traitement sismique

Le traitement sismique à bord de l’Atalante (IFREMER) a été réalisé grâce au logiciel Géovecteurde la CGG (Compagnie Générale de Géophysique). À bord, tous les profils ont été traités jusqu’austack brut et migration temps à la vitesse de l’eau. Le traitement des données a été réalisé à bord afind’avoir un premier aperçu des structures présentes et avoir ainsi un contrôle de qualité des donnéesobtenues. Cette première étape de traitement est constituée par les étapes suivantes.

Mise en CMPLes données à bord ont été échantillonnées à un pas de 2 ms, qui correspond à une fréquence deNyquist de 250 Hz. La fréquence de coupure étant établie à fc=45 Hz, nous réechantillons les don-nées à un pas de 4ms ce qui nous donne une fréquence de Nyquist de 125 Hz. Nous aurions pureéchantillonner les données à 8 ms étant donné que l’on applique une fréquence de coupure fc in-férieure à 60 Hz, mais, ceci n’a pas été fait dans l’éventualité où l’on déciderait plus tard l’effet deplus hautes fréquences.

Les données sismiques obtenues sont triées initialement par collection de point de tir. La pre-mière étape est donc de les trier par point milieu commun afin d’avoir pour un même point miroirles différents trajets source-récepteur qui ont vu un même CMP (figure 4).

FiltresDifférents filtres sont appliqués lors du traitement sismique et les traces bruitées par la présence desavions qui permettent de maintenir la flûte à la profondeur de 18m ont été mises à zéro.

• Filtres passe bande: Nous appliquons un filtre passe-bande (3-7-40-45) pour ne conserver queles fréquences du signal source et afin d’éliminer le bruit ambiant. A très basse fréquence, vers3 Hz, on enregistre le bruit de la flûte. A plus haute fréquence, le bruit est aussi très important àcause du bruit environnant, du bruit du bateau, qui se trouvent dans ces gammes de fréquences.

• Filtres FK: Pour les bruits qui se propagent dans l’eau le long du dispositif, on applique unfiltre FK, filtre appliqué dans le domaine de la double transformée de Fourier en temps et endistance, ce qui permet d’eliminer les événements avec des vitesses apparentes différentes decelles des réflexions primaires.

SuperCMPL’ordre de couverture étant de 15, 30 ou 45, chaque CMP est donc composé de 15,30 ou 45 traces. Poureffectuer l’analyse de vitesse, on se base sur la courbure des hyperboles, ce qui est difficile à réalsiermême avec 45 traces. Afin de rendre cette tâche plus efficace, on crée des superCMP de façon à avoir360 traces par superCMP (comme dans un point de tir). Pour une couverture de 15, on assemble 24

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CMP consécutif (24*15=360) que l’on trie par rapport à leur offsets. Pour une couverture de 30, onassemble 12 CMP et pour une couverture de 45, on en assemble 8.

Correction dynamique - Analyse de vitesseL’étape suivante consiste à faire l’analyse de vitesse afin d’horizontaliser les hyperboles de réflexionprimaire sur les super CMP pour pouvoir ensuite les stacker. Afin d’appliquer la correction dy-namique (NMO - normal move out) on mesure une vitesse de correction qui peut être approximéepar la loi de vitesses moyennes quadratiques (Vrms). Cette correction est appliquée à chacune descollections de traces de chaque super CMP. Pour la correction dynamique, comme approximation,nous supposons que l’indicatrice t(x) varie hyperboliquement avec le déport (figure 4). On peut ainsien déduire la correction indicatrice ∆tNMO à apporter pour rendre l’indicatrice t(x) horizontale.

Figure 4: Les traces sismiques enregistrées en fonction du numero de tir (figure à gauche) sont réorganiséesen collections points milieu commun (figure au centre) qui présentent un évenement sismique qui varie hy-perboliquement avec le déport (x). La correction NMO consiste à calculé le ∆tNMO nécessaire pour rendrel’indicatrice horizontale

Afin de déterminer ce ∆t (∆t = x2

V nmo ∗1

t+tn ), il est nécessaire de calculer la vitesse de correc-tion NMO que l’on approche à la vitesse de moyenne quadratique (Vrms) pour un milieu isotropeà couches planes. Un outil pour approcher cette vitesse moyenne quadratique est d’utiliser la sem-blance que l’on visualise sur un panneau positionné contre le CMP à l’ecran.

Entre les vitesses de 1500 m/s et 5000 m/s (de la vitesse la plus lente à la plus rapide que l’onpuisse rencontrer dans la région étudiée) les vitesses quadratiques moyennes sont calculées et des hy-perboles de réflexion sont modélisées pour chaque point de la grille par le logiciel. Ainsi on compareles hyperboles de réflexion théoriques avec les observées. Les vitesses de stack choisies pour hor-izontaliser chaque réflexion primaire identifiée en temps correspond à un maximum de cohérencedans le panneau de semblance. La semblance représente l’amplitude (ce maximum) de cohérence dechaque point de l’hyperbole fictive avec l’hyperbole observée.

Elle permet donc d’estimer la vitesse quadratique moyenne pour chaque couche puis par calcul,de déterminer le ∆t nécessaire pour horizontaliser l’hyperbole (correction NMO).

Nous pointons les maximums de semblances tout en considérant la géologie structurale de la ré-gion (prisme, socle, plaque subductante), les résultats de la sismique réflexion antérieur obtenu lorsde la campagne Sismantilles 1 et les vitesses de propagation qui peuvent correspondre. Etant donnéque la vitesse moyenne quadratique ne correspond pas à la vrai vitesse de chaque couche, la vitessed’intervalle pour chaque couche i est calculée. Celle-ci est donnée par la formule de Dix et n’est val-able que pour un milieu de couches planes.

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L’analyse de vitesse afin de réaliser la correction NMO est une étape majeur du traitement ensismique réflexion. De plus, elle permet aussi de donner une première estimation de la vitesse depropagation, qui sera utile pour l’étape de migration temps.

Sur la figure 6 nous observons la différence sur le profil sismique suite à deux analyses de vitessesdifférentes. Bien que les différences ne soient pas frappantes, en observant attentivement les deux sec-tions nous remarquons quelques différences majeures. Seule l’analyse de vitesse à partir du décolle-ment a été modifié. Les différences principales se trouvent donc sous le toit de la croûte océaniquequi devient plus réflectif.

Figure 5: Sur la figure du haut et du bas: même section sismique (profil L) avec deux analyses de vitessesdifférentes. Sur la figure du bas, les vitesses pointées sont plus faibles que sur la figure du haut. Migration à lavitesse de l’eau dans les deux cas.

MuteLa correction dynamique engendre un étirement des traces ou "stretching" aux offsets lointains. Eneffet la correction appliqué ∆t pour chaque trace étant plus importante pour la première arche du sig-nal que pour la deuxième, le signal subit des déformations, et se trouve d’autant plus déformé quel’offset est grand. Afin d’éliminer cet effet on réalise un mute qui remet à zéro les portions de tracesdéformées permettant ainsi d’éliminer ces effets de streching causés par la correction dynamique.Cette étape de mute permet également de supprimer les arrivées non réfléchies que l’on ne considèrepas pour l’imagerie en sismique réflexion, telles que les ondes réfractés et les ondes directes.

StackLes hyperboles de réflexion horizontalisées, il est ainsi possible d’effectuer la sommation des tracespour un CMP. Cette étape permet ainsi d’augmenter le rapport signal sur bruit.

Migration temps à vitesse constanteCette opération permet de remettre les hyperboles de diffraction du fond de l’eau à leur point source.Plus la profondeur est importante, plus la vitesse du milieu est forte et moins les hyperboles dediffraction seront bien migrées. Pour la migration temps à vitesse constante nous ne pouvons pas

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parler de migration sous la forme habituelle, c’est à dire comme étant l’opération qui permet depositionner les réflexions observées sur la coupe somme dans la position des réflecteurs qui leuront donné naissance, étant donné que seuls les réflecteurs à vitesse proche de celle utilisée pour lamigration seront bien migrés.

L’effet de la migration peut être visualisé aisément grâce à la figure 6. En effet dans la partie cer-clée en rouge, on observe qu’après migration, de nombreux réflecteurs représentant des structuresgéologiques sont visibles tandis qu’ils ne l’étaient pas auparavant. Il faudrait réaliser des migra-tions avec des modèles de vitesses variables en 2 dimensions (2D), afin d’éliminer les hyperboles dediffraction présentes dans les structures en profondeur. Nous observons en effet sur l’image figure6 des restes d’hyperboles de diffraction non migrées correctement. Il est donc indispensable lors del’interprétation des réflecteurs en tant que structures géologiques, de se référer à la section sismiquenon migrée afin de confirmer que tout réflecteur observé ne correspond pas à un reste d’hyperbolede diffraction mal migrée.

Figure 6: Comparaison des réflecteurs avant et après migration- echelle 1:1 pour le fond de la mer(vmoy=1.5km/s) - Cercle rouge: voir texte

Notons par ailleurs, que si la surface de la croute océanique qui subducte n’est pas bien migrée, etque des hyperboles de diffraction y sont encore présentes, nous pouvons cependant en interpréter latopographie. En effets, les hyperboles de diffraction sont générées par des irrégularités aux interfacesqui masquent la géométrie réelles des réflecteurs. A cause de ces hyperboles, les vallées par exempleapparaitront plus étroites alors que les sommets seront plus larges. La migration n’étant pas réaliséeà la bonne vitesse, les hyperboles de diffraction ne sont donc pas bien focalisées et on n’observe pasla géométrie réelle des réflecteurs.

La figure 7 nous montre la différence des réflecteurs entre une migration constante à 1500 m/s età 1750 m/s. La migration à v=1750 m/s (figure de droite) montre une topographie plus accentuée ence qui concerne le toit de la croûte océanique. En effet avec cette vitesse de migration nous observons2 reliefs sous formes de bosses tandis qu’avec la migration v=1500 m/s, la vraie géométrie de cerelief était plus difficilement détectable. Cependant les interfaces qui surmontent le toit de la croûteocéanique pour v=1700 m/s restent sur-migrées.

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Figure 7: A gauche, section sismique migrée à la vitesse de l’eau v=1500 m/s, à droite même section sismiquemigrée à v=1750 m/s. En rouge, toit de la croûte océanique

Correction d’amplitudeUne correction d’amplitude est finalement appliquée aux stacks migrés. En effet l’énergie émise parla source est successivement transmise vers les différentes interfaces avant d’y être partiellementréfléchie. Plus la profondeur est importante plus l’énergie est faible, à cause de l’effet de propaga-tion. Il est donc nécessaire de corriger cet effet en rajoutant une fonction de gain qui tient comptede cet effet. A cause de la présence du multiple de l’eau, la fonction de gain usuellement utiliséen’est pas appliquée dans ces traitements (fonction exponentielle). On a appliqué alors une fenêtreglissante tous les 2s égalisant l’amplitude. Cette correction est réalisée en fin de traitement lors de lavisualisation des données, afin de pouvoir modifier ce gain en fonction de l’image obtenue.

2.2 Sismique réfraction

Généralités

La sismique réfraction ou grand angle permet à travers la mesure des temps de propagation desondes sismiques entre la source et le récepteur de définir les propriétés du milieu traversé tel que lavitesse du milieu et la géométrie de celui-ci. Le dispositif nécessaire à l’acquisition de la sismiqueréfraction est composé d’une source mobile (canons à air -le dispositif source est le même que celuidétaillé pour la sismique réflexion) qui émet une onde acoustique et d’une récepteur fixe (sismomètrede fond de mer OBS ou OBH) qui enregistre les différentes ondes réfractées et réfléchies dans le sous-sol (figure 8). La sismique réfraction est aussi appelée sismique grand-angle ou à offset variablecar la distance source récepteur varie en fonction de la distance du bateau par rapport à la stationsismique. Plus la distance est grande, plus la probabilité d’enregistrer des ondes se propageant à desprofondeurs importantes augmente.

Figure 8: Principe de la sismique réfraction

Lors de la campagne SISMANTILLES II, 23 OBS du parc de l’INSU et 20 OBH du parc allemandGEOMAR ont été déployés afin d’enregistrer des tirs effectués à l’aide d’une source monobulle de

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grand volume (de haute énergie) sur un ensemble de lignes reliant la position des OBS/OBH largués(voir figure 2). En fin de campagne les OBH furent récupérés et les données mise en forme lors de cestage.

Traitement de données des OBH

Après récupération des OBH, des mesures de dérive d’horloge ainsi qu’un calibrage des donnéessont effectués. Le prétraitement des données consiste à extraire de ces enregistrements continus pourchaque OBH des fenêtres d’une durée donnée dont le début correspond à l’heure d’un tir et de luiattribuer le numéro de tir correspondant ainsi que le déport puis à convertir ces enregistrements dansun format seg-y qui nous permettra l’interprétation des données.

Une relocalisation de chaque OBH est réalisée par inversion des temps d’arrivée de l’onde directe.En effet la position de largage de l’OBH est différente de la position réelle de l’OBS au fond étantdonné que la chute des OBS largués est influencée par les courants marins.

On obtient alors un fichier représentant une section sismique (représentation dans le domaine (x,t)avec x distance source-récepteur et t le temps de propagation de l’onde mesuré par rapport à l’instantde tir). Ce temps correspond à un temps réduit correspondant à une vitesse de réduction appliquéeau données. L’onde se propageant à une vitesse égale à la vitesse de réduction sera observée surla section sismique sous forme d’une hodochrone horizontale. Ce prétraitement fut réalisé à Kiel(Allemagne) à Geomar pendant 10 jours, ce qui permit d’obtenir une section sismique de chaqueprofil sur chaque OBH, c’est à dire pour 19 OBH x 56 profils.

2.3 Etude bathymétrique

Principe général

Les sondeurs multifaisceaux sont des systèmes acoustiques permettant d’obtenir de manière précisedes relevés topographiques du relief sous-marin (bathymétrie: exploitation du temps aller retour dufaisceau en considérant un profil de vitesse de l’eau (dépendant de la température T et de la salinitéS) et d’images sonar représentant la réflectivité local du fond et sa nature (imagerie: exploitation del’amplitude du signal reçu).

Le sondeur multifaisceaux mesure simultanément la profondeur selon plusieurs directions, déter-minées par les faisceaux de réception du système. Ces faisceaux forment une fauchée perpendiculaireà l’axe du navire. On explore ainsi le fond sur une large bande (de l’ordre de 5 à 7 fois la profondeur),avec une très grande résolution. La précision verticale moyenne est d’environ de 13 m par 4000 m defond (figure 9). Celle-ci n’est pas très bonne sur les bords (c’est-à-dire quand l’angle de projection estsupérieur à 50o).

Figure 9: Précision du sondeur multifaisceaux utilisé àbord de l’Atatalante, le EM12-Dual; d’après IFREMER- Il contient 162 faisceaux (numérotés de 1 (extrêmebâbord) à 162 (extrême tribord)). L’ouverture angulairemaximale du sondeur était de 150 degré mais pour lesprofondeurs utilisées celui-ci a été utilisé avec une ou-verture inférieure, de l’ordre de 134 degré

Afin de traiter ces données nous disposions à bord du logiciel Caraïbes, logiciel de cartographie

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sous-marine développé par l’IFREMER. Le traitement de la bathymétrie a été effectué par le person-nel Genavir embarqué en plusieurs étapes:

• Importation des données

• Correction des sondes

• Changement de systèmes géodésiques

• Recalage de la navigation

• Correction des marées si on est près des côtes

• Fusion des données de navigation et bathymétrie, création fichier XY

• Maillage des données - Les données brutes des fichiers XY sont réduites au noeuds d’une grillerégulière pour obtenir un modèle numérique de terrain (MNT)Pour réaliser un MNT, on moyenne un ensemble de sondes différentes mesurées en différentsendroits en supposant ou pas une pondération linéaire en fonction de l’éloignement de la sonde.Cette moyenne dépend ainsi du pas de la grille (de 100 m) et du rayon de recherche autour dupoint de MNT. A bord, la méthode utilisée pour réaliser les MNT a consisté à chercher lessondes les plus proches du noeud (carré de coté égal au pas de la grille (100 m) centré sur lenoeud), puis à faire une moyenne simple de toutes les valeurs sans pondération. Cette méthodelisse le moins les valeurs et reste plus proche des valeurs brutes, mais montre aussi plus de bruit.Plus il y a de sondes pour affecter un noeud, plus la moyenne sera efficace étant donnée qu’unevaleur fausse aura un poids plus faible.

• Filtrage des donnéesCette étape consiste à réaliser une pondération de la valeur du noeud de la grille par ses voisins.

Résolution

Pour des profondeurs d’environ 4000 m la précision du MNT atteint 100m en horizontal. Pour deszones moins profondes (inférieur à 2000 m), la précision du MNT est de 50m. Afin de faire attentionà ne pas rechercher des structures plus fines que la résolution de l’acquisition, il est important de bienconnaître les caractéristiques de celle-ci. Il faut ainsi faire un compromis entre soit filtrer pour avoirune plus belle carte lissée, soit moins lisser mais en ayant alors du bruit.

Remarques

• Quand on visualise une carte avec un éclairage, chaque pixel représente un carré centré sur lenoeud de MNT. Si le pixel suivant s’écarte de quelques mètres à cause de l’imprécision verti-cale des mesures, la pente devient forte d’où un fort ombrage. L’éclairage peut donc parfoisfaire ressortir le bruit même si il est de faible amplitude. Il faut donc faire attention lors del’interprétation des données de MNT éclairé. Les ombrages observés ne correspondent pasautomatiquement à des reliefs

• Le bruit est présent dans le sens du bateau parce que la cohérence des sondes le long d’un tirest supérieur à la cohérence des sondes d’un tir à l’autre

Méthodes d’études de la bathymétrie

Une façon générale de représenter la bathymétrie consiste à illustrer celle-ci sur la carte en tranchesde couleur. En l’absence d’une illumination qui peut lui être superposée, cette représentation peutmasquer de petits escarpements observés sur les profils de sismique réflexion. Après plusieurs ten-tatives de représentations avec des palettes de couleur en continu et d’illuminations, nous obtenonsla carte présentée figure 14 (Logiciel GMT, Wessel and Smith).

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Disposant de deux jeux de données différents porteurs d’une information fine de la morpholo-gie des fonds marins, nous avons pris le soin quantifier le pouvoir de résolution du MNT et de lasismique réflexion.

Cette comparaison nous a permis d’établir en premier lieu que la valeur de la sonde attribuée auxcoordonnées des tirs dans le fichier de navigation comporte de nombreuses valeurs aberrantes. Parconséquent, le choix de l’utilisation des données de bathymétrie extraites de la grille MNT paraît plusjudicieux. La figure 10 illustre bien le fait que dans les données de bathymétrie en temps réel, desdonnées aberrantes existent. Ces valeurs (points rouges) correspondent à la mesure de la bathymétriepar les faisceaux centraux, qui sont faussés par la saturation du signal après réflexion au sol. Lacourbe en bleu représente le profil de topographie extrait de la grille MNT aux coordonnées des tirs.

Figure 10: Profil topographique du pro-fil L. En bleu, profil topographique extraitde la grille MNT, en rouge données debathymétrie enregistré en direct. Notons ledécalage entre les points bleus et les pointsrouges.

En sismique réflexion l’acquisition procure un point de donnée tous les 6.25 m (distance inter-cdp), en bathymétrie nous avons un point tous les 100 m. Les valeurs de sonde (figure 10) sontextraites aux positions des tirs le long d’un profil dont l’orientation est oblique aux directions N-S etE-W des lignes de noeuds de la grille MNT. Par conséquent, les valeurs de la sonde sont ici extraitestous les 140 m. La résolution du fond de la mer devrait donc être plus fine et mieux résolue par lasismique. Si on superpose la sismique et la MNT de la bathymétrie pour une portion de profil, nousobservons que la sismique a effectivement une meilleure précision horizontale sur le fond de la mer.

La figure 11 montre par exemple un escarpement de faille vu par la sismique et par la bathymétrie.Le numéro de CDP est marqué tout les 16 cdp (abcisse), c’est à dire tous les 100 m ce qui correspondà la résolution de la bathymétrie sur la grille MNT.

Figure 11: Superposition d’uneportion de profil de sismiqueavec la bathymétrie extraite dela MNT remise à l’échelle selondeux vitesses de propagation dif-férentes. Echelle 1:1 pour le fondde la mer - Echelle en abscisse:secondes; échelle en ordonnée:numéro de CDP

Le décalage horizontal que nous observons entre la sismique et la bathymétrie est ici artificiel(décalage d’environ un tir près - 150 m). En bleu, les tracés de la bathymétrie sont effectués en secondetemps double pour 2 vitesses de propagation du son dans l’eau différentes. Le décalage observédans la bathymétrie absolue entre la sismique et la bathymétrie est du à une mauvaise correction dela vitesse. Pour des vitesses supérieures à 1500m/s à 4000m de profondeur (profil générique de la

13 Olga Hernández

propagation du son avec la profondeur), le décalage maximale entre bathymétrie et sismique est de135m.

La distance entre le haut et le bas du relief en sismique( A et B) est de 272m, la hauteur entre cesdeux mêmes points est de 0.14 s équivalente à 105m ± 4mpour une vitesse de 1500m/s ± 50m/s .De même pour les points A’ et B’, on a h′ = 0.15s = 112m ± 4m et x′ = 297m. Ainsi la sismiqueet la bathymétrie donnent des mesures de l’escarpement assez proches. La bathymétrie montre peutêtre cet escarpement un peu plus large et avec un pendage plus faible. La précision verticale de labathymétrie est de l’ordre de 13m pour une profondeur de 4000 m de fond (figure 9). La différenceentre les deux estimations de hauteur de l’escarpement réalisées par bathymétrie et sismique est dumême ordre de grandeur.

L’estimation de la pente est différente. La bathymétrie image la pente de l’escarpement avec deuxsegments, alors que la sismique révèle que la pente présente des variations à plus petites longueursd’ondes. Ceci mène à une erreur d’appréciation du pendage de 1 degré (20 degré en bathymétriepour le pendage moyen contre 21 degré pour en sismique).

Le profil réalisé étant oblique par rapport à l’orientation de l’escarpement, le pendage observén’est qu’un pendage apparent. Le vrai pendage de l’escarpement est un pendage d’au moins 21 de-gré (borne inférieure à la vrai valeur du pendage).

Par la suite, nous considérerons donc que la bathymétrie donne une bonne approche de la hauteurdes escarpements à 10 mètres près mais que l’estimation des pendages apparents est affectée d’uneerreur d’au moins 5 %.

2.4 Echelles de travail utilisées

Nous avons interprété les profils de sismique réflexion réalisés allant jusqu’au front de déformationainsi que des données bathymétriques. Les profils de sismique réflexion sont obtenus en numéro depoint miroir (abscisse) fonction du temps aller retour entre la surface et le réflecteur (en secondes)(ordonnée). Il est difficile de se représenter la signification du temps aller retour en terme de corre-spondance avec la réalité comme l’épaisseur des couches. En effet, deux réflecteurs très proches entemps, peut signifier des réflecteurs très proches en distance si la vitesse de propagation du milieu estfaible ou peut signifier des réflecteurs séparés en distances si la vitesse de propagation est très élevée.Nous devons ainsi tenir compte de ceci. De plus étant donnée la longueur du profil d’environ 140 km,il existe une exagération verticale importante dans les profils réalisés à bord, qui permet d’avoir unevue d’ensemble sur peu de mètres de papier mais qui peux cacher des informations, surtout en casd’évènements pentés. Afin de réaliser une bonne interprétation des données nous avons représentéles profils sismiques à une échelle 1-1 (soit pour le fond de la mer, soit pour les sédiments)pour élim-iner l’exagération verticale et permettre de faire la différence entre des réflecteurs réels correspondanta des structures géologiques et des réflecteurs du à des hyperboles de diffraction mal corrigé.

Cette différence d’échelle s’illustre aisément si on regarde l’échelle des profils utilisés pour représen-ter le profil sismique en entier dans une feuille A4 (figure 13 - exagération verticale pour le fond dela mer de l’ordre de 6.25) où l’on ne peut qu’interpréter l’ordre général des structures. Si l’on regardeles sections des profils représentés à une échelle 1-1 pour le fond de la mer, on peut y observer endétails certains chevauchements 6.

Par ailleurs, deux visualisations ont été réalisées afin d’apercevoir au mieux la géométrie et lapolarité des réflecteurs. Une première visualisation correspond à une palette de 3 couleurs (figure 13)où les amplitudes positives sont en noir, les négatives en gris, et les amplitudes proches de 0 en blanc.La deuxième visualisation correspond à une échelle de couleur en densité de gris ou le maximum del’amplitude positif est en noir, le minimum en blanc et l’échelle de gris se trouve linéairement répartieentre les deux (figure 20).

14

En ce qui concerne les données bathymétriques, un travail de mise à l’échelle a été réalisé afinde permettre une analyse conjointe des données sismiques et bathymétriques. Nous avons mis enplace des agrandissements à une échelle suffisamment fine pour permettre détecter les différentsescarpements dans les profils sismiques ainsi que dans la bathymétrie. Ce travail nous a ainsi permisles interprétations des figures qui suivent.

3 Caractéristiques générales des 2 profils sismiques

Les sections sismiques obtenues pour les deux profils allant jusqu’au front de déformation sont illus-trées figure 13 et permettent d’avoir une vue d’ensemble des structures majeurs sur une seule page.

La forte réflectivité de certains réflecteurs comme celui du toit de la croûte océanique nous permetd’identifier différentes structures sous le fond de la mer. En effet l’étude de ces différents horizonsde forte amplitude que nous détaillerons par la suite permette de distinguer le domaine du bassinavant-arc, du prisme d’accrétion et la plaque océanique qui subducte (figure 13). En effet grâce à lasismique basse fréquence (pic maximal à environ 12Hz) on a pu imager le toit de la croûte océaniquequi subducte sous le prisme d’accrétion jusqu’à 50km à l’ouest du front de déformation. Celui-ci esttrès bien imagé pendant les 30 premiers kilomètres. A 50km du front de déformation un réflecteurde forte amplitude se situe au dessus de la prolongation du réflecteur interpréter comme étant letoit de la croûte océanique. Celui-ci peut suggérer la présence d’un relief sur le plaque océanique ensubduction (figure 13 et figure 25).

Les domaines de l’avant-arc et du prisme d’accrétion se distinguent par un contraste dans le car-actère de la réflectivité [Westbrook et al., 1988]. Les sédiments de l’avant-arc sont marqués par unesérie de réflecteurs parallèles interprétés comme des sédiments stratifiés qui peuvent être plissés àl’approche du domaine du prisme. Cette stratification s’oppose au caractère discontinu des sédi-ments du prisme où l’on observe des réflecteurs pentés correspondant à des chevauchements, ainsiqu’une réflectivité plus diffuse marquant l’accrétion et la présence de sédiments fortement tecton-isés. Cette limite n’est pas si évidente et nette dans nos profils comme sur la figure [12], mais cechangement de caractère de réflectivité est toutefois représentatif.

En pointillé, une indication de la base de la réflectivité des sédiments avant-arc est interprétéecomme correspondant à la base de la stratification sédimentaire et par conséquent au toit d’un socleavant-arc (voir section 7 pour plus de détails). A l’intérieur de ces différents domaines, nous pouvonsidentifier différentes structures qui seront détaillées dans les prochaines sections.

Figure 12: Section sismiquemarquant le passage entre lessédiments du bassin avant-arcet les sédiments du prismed’accrétion. Cette limite estmarquée par une zone deréflecteurs plissés au dessus dubackstop. Elle est identifiée parces auteurs comme marquant lecontact de la croûte avant-arc etla croûte océanique plongeante[Westbrook et al., 1988].

Cependant comme première approche, nous pouvons déjà observer que la subduction semble

15 Olga Hernández

Figure 13: Profil sismique L et K - En abscisse: nombre de CDP (chaque CDP espacés de 6.25 m), en ordonnée:temps double (en secondes) - Les profils L et K sont divisés en deux sections I et II, réalisés avec 2 cadence detirs différentes. La partie I a un intertir de 150 m, la partie II a un intertir de 50 m. Une image continu pourraêtre réalisée ultérieurement par retraitement conjoint des deux sections.

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très différente entre ces deux sections, espacées seulement de 25km. La déformation associée à ceprocessus de subduction semble être très différente.

Ceci s’observe tout d’abord au niveau du bassin avant-arc sur le profil L. La topographie del’avant-arc présente un pendage vers l’arc (vers l’ouest) pendant les premiers 22 km puis après avoiratteint une hauteur d’environ 1.1 km par rapport au pied de la pente, sa pente bascule subitement enA vers l’est. Sur le profil K, la topographie de l’avant-arc présente des faibles ondulations de faibleamplitude et un relief relativement plat pendant les premiers 25km puis présente aussi une pentevers l’arc. Cette pente est plus progressive que dans le profil L, et s’opère le long des 35km suivants,atteignant 1km de hauteur au point le plus haut, explique la présence d’un pendage plus faible etdonc une morphologie de la pente moins accentuées que dans le profil L.

Une autre différence notable est la forme du prisme d’accrétion au front de déformation qui dif-fère pour les deux sections, l’un présentant une forme concave et l’autre une forme convexe. Lamorphologie du fond de mer (figure 15) illustre de même cette observation. La forme du prismeconvexe observé pour le profil L, ne correspond au modèle générique d’un prisme de forme concavepour le prisme d’accrétion aux Petites Antilles [Zhao et al., 1986].

La figure 14 présente la bathymétrie acquise le long des profils L et K allant jusqu’au front dedéformation. La figure 15 présente en 3 dimensions cette bathymétrie, qui permet de bien visu-aliser la morphologie des fonds marins dans cette zone et de distinguer nettement la différence mor-phologique de ces deux profils.

Figure 14: Bathymétrie de la zone d’étude après projection 63oN - Ilumination. Profil L et K. Les points A etB correspondent au point le plus haut sur les profils de sismique réflexion - Courbes de niveaux tous les 50m -Logiciel GMT

17 Olga Hernández

Figure 15: Vu en 3 dimensions de la bathymétrie des profils étudiés dessinée par le logiciel GMT à partir duMNT bathymétrique (100m) Sismantilles II.

4 Structure de la plaque océanique plongeante

A grande échelle, les observations sismiques (figure 14) montrent la présence d’un réflecteur deforte amplitude plongeant vers l’arc depuis la proximité de la surface jusqu’à environ 4km ± 1km

de profondeur à 50 km du front de déformation pour des vitesses dans le prisme v = 1750m/s ±250m/s. Celui-ci s’interprète comme étant le toit de la croûte océanique de la plaque N/S américaineplongeant sous la plaque Caraïbes.

L’étude détaillé de la morphologie de ce toit à une plus petite échelle montre une rugosité et unecomplexité importante. Sur la figure 14, la pente en jaune marque le pendage de la plaque subduc-tante en prenant l’hypothèse qu’elle est lisse et que le pendage ne varie pas pendant les premiers40 km. Nous observons alors pour le profil K la présence de deux bosses, marquant un relief surla surface océanique. Ce relief pour la première bosse est estimé à 700m ± 100m et la deuxième à440m± 100m en considérant les mêmes vitesses pour le prisme qu’auparavant.

Comme toute plaque océanique, la partie océanique de la plaque Américaine a gardé les tracesde son accrétion à travers de grandes failles transformantes, des dorsales fossiles ou des monts sous-marins. Au niveau des petites Antilles, le fond océanique entre 10oN et 20oN est ainsi complexe àcause de présence de nombreuses zones de fractures qui de plus pourrait être reprises en compres-sion étant donné qu’à ces latitudes se trouve la limite non bien encore définie entre la plaque Nord etSud Américaine. Les reliefs topographiques portés par la plaque océanique Atlantique sont liés auxzones de fractures, crées il y a 80-110 Ma, au moment de la fabrication à la ride Medio-Atlantiquede la croûte océanique. L’âge de la lithosphère Américaine au niveau de la zone de subduction desPetites Antilles date du Crétacé (environ 100 Ma) [Bouysse and Westercamp, 1990].

La plaque Américaine au front de déformation est caractérisée par la présence de 2 rides formantun relief sur le plancher océanique: la ride Barracuda au nord et la ride Tiburon au Sud (figure 18).

La ride Barracuda a un caractère discontinu puisqu’elle s’interrompt avant le front de déforma-tion et sa prolongation vers l’ouest a été mise en évidence sur les deux profils obtenus lors de lacampagne Sismantilles I (2001) [Laigle et al., 2005]. La carte bathymétrique montre qu’elle intercepteles profils L et K. Sur la figure 16, présentant le profil sismique obtenu lors de la campagne Sisman-

18

tilles I, les reliefs de 2km de hauteur, présent très près du front de déformation serait associés à laprolongation de la ride Barracuda.

En effet, ceci est en accord avec le fait que cette ride s’élève jusqu’à 1.5 à 2 km au dessus dufond de la mer, a une largueur d’environ 30km et une longueur atteignant les 400 km [McCann andSykes, 1984]. Elle est considérée comme une des plus grandes rides de l’Atlantique Centrale. Prèsdu front de déformation l’orientation de la ride est 290oN . Cette orientation semble être en accordavec l’observation du relief de 2km de hauteur observé sur le DLT4 mais pas avec le relief de moinsde 1km de hauteur observé près du front de déformation sur le profil K. Si la ride Barracuda passeen subduction et correspond bien au relief observé sur le DLT4, celle-ci devrait se retrouver sur lesprofils L et K plus à l’ouest. Par la suite nous essaierons de décrire les structures internes observéessur le domaine du prisme d’accrétion et de l’avant-arc afin de détecter une possible déformation suiteau passage d’un relief en subduction.

Figure 16: Profil sismique DLT4 réalisé lors de la Campagne Sismantilles I (2001) - Profil acquis avec lamême acquisition que pour la campagne Sismantilles II- Ce profil montre la présence de hauts topographiquesd’environ 2km de hauteur et de 1km qui peuvent être associés à la prolongation de la ride Barracuda [Laigleet al., 2005], carte figure 18

5 Structure du front de déformation

Le front de déformation est défini par une rupture de pente marquant la séparation entre le prismed’accrétion et la plaque océanique. Celui-ci marque aussi la séparation par un chevauchement frontalentre les sédiments déformés, accrétés, au prisme et les sédiments non déformés.

Sur le profil K, figure 17, nous observons cette rupture de pente ainsi que cette limite sur la dé-formation. De plus des chevauchements rejoignent la surface du prisme, et un chevauchement quidécale le fond de la mer, délimite le front de déformation. On parle alors de chevauchement frontal.Pour le profil L, les observations sont moins évidentes. Il n’y a pas de chevauchement frontal vis-ible et la position du front de déformation placée au niveau de la rupture de pente reste à discuterétant donné que pendant 5,6 km avant le front de déformation, des sédiments déformés sont présents.

La différence majeure entre ces deux profils au niveau du front de déformation est donc, qu’àl’avant du prisme d’accrétion on observe sur le profil L des sédiments déformés sur toute leur épais-seur tandis que ceux-ci sont absents, 25km plus au sud au niveau du profil K.

Sur le profil L, avant la rupture de pente, nous observons deux bosses (figure 6 et 17) sur le socle

19 Olga Hernández

océanique, avant l’entrée en subduction. Ce relief de 0.3s temps double d’épaisseur représente doncenviron 260m ± 50m. Ces reliefs sont beaucoup plus faibles que ceux observés sur le profil K ayantdéjà rentré en subduction.

Par ailleurs, l’épaisseur de sédiments avant l’entrée en subduction est de 0,6s temps double, c’està dire d’environ 525m±100m pour des vitesses dans les sédiments de 1750m/s±250m/s. L’épaisseurde sédiments dans la zone non déformé est de 175 m plus épaisse. Pour le profil K, l’épaisseur desédiments rentrant en subduction est beaucoup plus faible, au maximum de 0,5s temps double soit438m ± 70m. Nous remarquerons que cette épaisseur de sédiments est plus faible que celle observédans les profils plus réalisés par [Bangs et al.,1996,1999], de l’ordre de 800 m.

Figure 17: Profil sismique au niveau du front de déformation pour le profil L (en haut) et profil K (en bas)-Migration temps à la vitesse de l’eau - Abscisse: noCDP ; Ordonnée: temps double en secondes

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L’épaisseur de sédiments avant l’entrée en subduction n’est pas d’une grande différence. Nousproposons donc que la déformation locale observée entre ces deux profils si proches en distance estdu à la présence de reliefs entrant en subduction. En effet les sédiments au dessus des bosses sur leprofil L sont déformés. Un chevauchement est en train de naître dans cette zone. Nous interprétonsdonc cette déformation comme étant une déformation actuelle au front de déformation causée par laprésence de reliefs de la croûte océanique.

Le positionnement du front dans la carte bathymétrique, et l’observation bathymétrique permetde suivre ce front de déformation. A grande échelle son orientation est d’environ N310− 330o, maislocalement, ce front présente des orientations différentes (figure 14).

6 Structure interne du prisme d’accrétion et caractérisation d’un possibledécollement

6.1 Structure interne du prisme d’accrétion

La résolution horizontale de la sismique étant de 6.25 m, celle-ci permet de mettre en évidence laprésence d’une structure interne dans le prisme d’accrétion. Des réflecteurs pentés sont présents auniveau du prisme. Ceux-ci sont interprétés comme étant des chevauchements (failles inverses) oudes retrochevauchements (figure 17).

Le prisme d’accrétion aux Petites Antilles est construit à partir des sédiments portés par la plaqueocéanique Américaine qui passent en subduction sous la plaque Caraïbe. Certains réflecteurs tra-versent l’interplaque comment on l’aperçoit figure 17 en vert et figure 20 en jaune. Plusieurs hy-pothèses sont possibles pour l’interprétation de ceux-ci: ces réflecteurs peuvent être interprétés commemarquant une remontée de fluides du bas de l’interplaque, ou bien comme des diffractions en dehorsdu profils dû à des échos latéraux ou encore comme des chevauchements hors-séquence.

Comme nous l’avons déjà décrit dans la section 3, la géométrie du prisme est convexe pour leprofil L et concave pour le profil K. Dans les modèles génériques, la géométrie du prisme d’accrétionest contrôlée par la forme du butoir, la quantité de matériel sédimentaire, la vitesse de la subductionet le pendage de celle-ci [Lallemand, 1999].

A 25 km distance, nous comprenons aisément que la vitesse de subduction, la forme du butoir,ainsi que le pendage sont suffisamment proches pour ne pas contrôler la forme du prisme observé.Nous observons néanmoins (section précédente) la présence d’une plus faible épaisseur de sédimentsavant le front de déformation que dans les profils plus au sud. Mais si certes, cette plus faible épais-seur de sédiments peut expliquer une différence avec les profils obtenus par [Bangs et al.,1990,1991] et[Mireille et al.,AGU, 2005], celle-ci n’explique pas la différence de géométrie au front de déformationentre le profil L et K.

Nous proposons donc d’expliquer la géométrie du prisme au niveau du front de déformationpeut être par une plus faible présence de sédiments dans la croûte océanique mais surtout par laprésence de reliefs provoquant une déformation locale importante au front de déformation commenous avons déjà observé à la section précédente.

6.2 Caractéristiques de la zone de décollement

Le processus d’accrétion provoque généralement un niveau de détachement sub-horizontal, le dé-collement, où des séquences de sédiments s’accumulent au dessus de cette zone. Cet horizon estgénéralement défini par un réflecteur très réflectif, de forte amplitude et est souvent caractérisé parune polarité inverse. La première évidence du décollement sur le prisme d’accrétion des Antilles

21 Olga Hernández

fut obtenu par [Westbrook et al., 1988] montrant ainsi la présence de sédiments non déformés trans-portés au toit de la croute océanique plongeante. La zone de décollement est interprété par une zonecontenant de fortes pressions de fluides par des études de modélisation de la réflectivité validéespar des mesures in-situ de forages ODP [Dileonardo et al,2002; Bangs et al.,1991,1996,1999] [Shipleyet al., 1994]. Le décollement peut cependant être aussi défini par une polarité positive [DiLeonardoet al., 2002] qui est alors corrélée à des pressions de fluides plus faibles. Les sédiments au dessus dudécollement sont déformés par des séries de chevauchements imbriqués qui rejoignent la surface dedécollement, tandis que ceux en dessous reste non déformés.

Figure 18: En rouge profil étudié Sismantilles II - En marron profil Sismantilles I, en vert profils Bangs, carre:sismique 3D, profils Dileonardo - Carte modifié à partir de [DiLeonardo et al., 2002]

Figure 19: Coupe sismique obtenu sur la boîte de sismique 3D montrant la présence d’un décollement et d’unprotodécollement. (carte figure 18) - [Bangs et al., 1999]

Deux critères essentiels sont utilisés pour la détection du décollement:

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• l’observation d’un réflecteur de forte amplitude, plus ou moins continu au dessus du toit de lacroûte océanique, et pouvant avoir une polarité négative

• la présence de sédiments déformés au dessus de l’horizon et de sédiments non déformés endessous; un critère puissant en l’absence du premier

Figure 20: Figure de gauche: Observation du décollement "D" sur le profil L avec deux visualisations: lapalette de gris est de sens opposé pour la figure de droite - Figure de droite: Zoom sur les réflecteurs situésen surface et dans la zone de décollement - Exemple d’inversion de la polarité sur B et C - Pour l’étude de laréflectivité le choix d’une exagération verticale importante n’a pas d’effet sur la visualisation de la polarité.

Sur nos deux profils, un horizon "D" (figure 20) de forte amplitude semble se séparer d’un deux-ième horizon fort "T", que nous avons interprété comme le toit de la croûte océanique. Ces réflecteursséparent bien le domaine du prisme de celui des sédiments subductés quand ces derniers existent.Ceci est le cas pour le profil L12 où l’épaisseur du chenal de subduction (figure 20) a une épaisseurd’environ 0.4s (h2), soit 289m± 65m pour des vitesses de 1750m/s± 250m/s. Néanmoins la plupartdu temps, les deux réflecteurs sont peu distinguables, parfois confondus, et on n’observe aucunestructure nette entre ces deux horizons.

La figure 20 montre sur deux exemples une inversion de la polarité entre le fond de la mer, etl’horizon "D". Elle illustre une même section du profil sismique L, avec deux visualisations dif-férentes, à gauche les amplitudes positives pour le fond de mer sont en noir, à droite en blanc. Siparfois l’inversion de polarité n’est pas claire, sur ces exemples nous avons l’impression de bienl’apercevoir. Cependant, pour plus de précision et rigueur, il faudrait étudier l’inversion de polar-ité sur les sismogrammes. Sur le profil K, figure 21, nous avons l’impression d’observer aussi despolarités inverses pour l’horizon D marqués par des passages de polarité positive.

Nous remarquerons aussi, que le réflecteur observé dans le zoom C, semble avoir une polaritéinverse. Ceci pose problème étant donné que cette zone avait été interprété auparavant comme étantle toit de la croûte océanique portant localement un relief d’une épaisseur de 260m ± 50m. Etantsitué en avant du front de déformation, la question se pose de savoir s’il s’agit d’un relief ou d’un

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protodécollement. Une étude plus fine sur cette question devra être réalisée afin de répondre à cettequestion.

L’épaisseur du prisme (figure 20) à 7 km du front de déformation est de 1.33 s (h1), soit 1.16km±200m pour des vitesses de 1750m/s ± 250m/s. Nous pouvons remarquer ainsi que nous étudionsla polarité du décollement pour des profondeurs sous le prisme plus importante que [Dileonardoet al.,2002; Bangs et al.,1996,1999] l’ont étudié. Ils étudiaient la polarité du décollement à des pro-fondeurs d’environ 600 m. Ceci pourrait peut être expliquer que la visualisation de l’inversion de lapolarité soit moins évidente à des profondeurs deux fois plus grande.

Figure 21: Observation du décollement sur le profil K - on observe des nombreux réflecteurs rejoignant lasurface de décollement. Les rectangles blancs indiquent la polarité des différents réflecteurs dans les cerclesverts

Un autre argument favorable à la présence d’un décollement est l’observation au dessus de l’horizon"D", de sédiments déformés par des séries de chevauchements imbriqués qui rejoignent la surface dudécollement "D" (figure 21 en rouge).

Les variations latérales de la polarité et de l’amplitude de la réflexion sur le décollement observéesont déjà été détectées lors d’une étude de sismique 3D acquis au front du prisme de la Barbade, là oùla ride de Tiburon entre en subduction (figure 22). Cette étude montre ainsi que le décollement peutêtre aussi défini par une polarité positive. Les auteurs expliquent ces variations latérales de polaritépar une hétérogénéité latérale des propriétés physiques de la zone de décollement. Les causes desdifférences latérales en densité, porosité, pression de fluide, peuvent être associées aux structuresdans le prisme permettant l’échappement de fluide [DiLeonardo et al., 2002].

La présence d’une polarité négative au niveau du décollement a été expliquée dans un premiertemps par la présence des fractures ouvertes par une forte pression de fluides [Bangs and Shipley,1996], les variations latérales s’expliquant par des variations de l’état de compaction du sédiment[Bangs et al.,1999]. Des forages ODP dans la zone de décollement ont permis de calibrer l’image desismique réflexion et les résultats indiquent alors quelles portions du décollement sont de faible den-sité et enrichie en fluide et quelles portions sont au contraire plus consolidés [Moore et al., 1998]. Lesauteurs montrent alors que des portions mal consolidés se connectent à des zones riches en fluidesqui s’étendent en dessous de la zone de décollement. Ils montrent que le décollement s’initie dansune zone de boues de radiolaires, de 30 m d’épaisseur et riche en fluide (70-75 % de porosité), unitétrès faible mécaniquement [DiLeonardo et al., 2002].

[Bangs and Shipley, 1996] montrent à travers leur modèles que la polarité négative du décolle-

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ment est causé par une intervalle de 12-16m d’épaisseur de faible vitesse. Or si ceci est vrai, nousn’aurions pas du observer ce décollement sur nos profils.

En effet le pouvoir de résolution verticale, c’est à dire la capacité de séparer deux discontinuitésproches distances de h en profondeur est donné par la relation de Rayleigh: h = λ/4 avec λ = v/f .La longueur d’onde dépend de la fréquence et de la vitesse de propagation de l’onde dans le mi-lieu. Ainsi la perte des hautes fréquences ainsi que l’augmentation des vitesses avec la profondeurprovoque un diminution de la résolution en profondeur. Au niveau du décollement, tout en consid-érant des vitesses de l’ordre de 1750m/s ± 250m/s, et avec une fréquence principale de notre signalde 12 Hz, on obtient une longueur d’onde d’environ 146m ± 20m, d’où un pouvoir séparateur de36.5m ± 5m. L’épaisseur minimale pour une couche entre deux interfaces d’impédances différentesdont notre sismique peut résoudre le toit et la base est de 36.5 m. Ceci est valable pour des disconti-nuités de première ordre. Ainsi là où l’on ne voit pas cette réflectivité caractéristique du décollement,il est possible qu’il en existe mais la couche à faible vitesse aura alors une faible épaisseur, inférieur à36.5 m, ou un autre type de discontinuité ou encore d’autres contrastes d’impédances.

Nous montrons donc que ces épaisseurs au niveau du décollement peuvent être plus importantespuisqu’avec un pouvoir séparateur de 36,5 m nous observons la présence d’un décollement sur leprofil L et K. En effet les forages réalisés par [Bangs et al., 1999] et les logs de densité réalisés mon-trent que l’épaisseur de la couche à faible vitesse peut être plus importante que les 12-14m [Bangsand Shipley, 1996] et peut atteindre des intervalles de plus de 30 mètres.

Figure 22: A droite, Profil sismique dans la boite 3D.On observe très nettement le réflecteur marquant le dé-collement. A gauche, zoom sur la polarité du décolle-ment [DiLeonardo et al., 2002].

En conclusion, nous observons sur nos profils, un réflecteur "D" de forte amplitude mais noncontinu, marqués par des variations latérales de polarité et par la présence de sédiments déforméspar des séries de chevauchements qui rejoignent un réflecteur que l’on interprète par conséquentcomme étant le décollement.

Ces caractéristiques nous laissent penser qu’un décollement est bien présent, mais que l’épaisseurentre le décollement et le toit de la croûte océanique est d’épaisseur variable et plus faible que cellesdécrites auparavant [Bangs et al., 1996,1999 ; Dileonardo et al.,2002; Westbrook et al.,1988], ce quiexpliquerait qu’il n’y ait pas de sédiments stratifiés au dessous de cet horizon.

La présence de reliefs observés sur le profil L et K pourraient avoir une influence sur la déforma-tion, et le caractère discontinu du décollement.

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7 Géométrie du butoir et rôle sur la déformation

Dans le domaine du bassin avant-arc (figure 23), deux domaines de réflectivité se distinguent: undomaine près de la surface présentant de nombreux réflecteurs, parallèles ou entrecoupés mais mar-quant une stratification propre à des dépôts sédimentaires dans les premiers kilomètres contrastantclairement avec un domaine peu réflectif, plus transparent, en dessous.

Ces observations nous permettent de distinguer deux lithologies/unités différentes: une premièreunité d’origine sédimentaire marquée donc par la présence de réflecteurs plus ou moins stratifiés etcompactés, puis une deuxième unité ne contenant pas de matériel stratifié. Nous interprétons lalimite entre ces deux unités comme la limite marquant le passage entre les sédiments de l’avant-arcet la partie plus cristalline de la croûte de l’avant-arc. Cette limite est représentée en pointillé sur lafigure 23.

Figure 23: Interprétation du profil sismique L - Superposition de la bathymétrie extraite de la grille MNT. Adroite échelle de la bathymétrie(exagération verticale 6.5 pour le fond de la mer) -

Cette limite en pointillé qui suit approximativement la topographie du fond de mer présente unegéométrie particulière. En effet la croûte avant-arc présente une pente vers l’ouest pendant 22.4kmpuis après avoir atteint une hauteur d’environ 1,1 km, sa pente bascule vers l’est. De plus les sédi-ments surmontant la croûte avant-arc sont déformés et faillés. Cette géométrie se démarque de celleconsidérée habituellement pour les Antilles [Westbrook et al., 1988], illustré figure 24. En effet lagéométrie classique considère une croûte avant-arc pointe en bas et les sédiments qui la surmontentn’ont pas subit de déformation majeure.

Figure 24: Coupe schématique d’après [Lallemand, 1999] de la marge type Antilles présentant la géométriedu prisme d’accrétion dans cette région. Cette géométrie est contrôlé par la forme du butoir considéré de typepointe en bas, la quantité de matériel sédimentaire, la vitesse de la subduction et le pendage de celle-ci.

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Par ailleurs, on observe sur la section sismique la présence d’au moins 5 failles normales, espacésde 2km environ, à pendage NE dans sa partie est (direction environ N280 − 300oE). Les sédimentsdu bassin avant-arc sont fracturés par la présence de nombreuses failles. Les escarpements observéssont notés sur la figure 23. Les valeurs obtenues sont données à environ 10m près, d’après l’étude dela résolution réalisée auparavant (figure 11).

Certains auteurs ont proposé l’hypothèse que l’avant-arc était en extension parallèle à l’arc [Feuil-let et al., 2002]. Les failles normales que nous observons sont obliques par rapport à l’arc et nous nepouvons donc pas expliquer leur orientation avec un tel modèle. Etant donné la géométrie du bassinavant-arc, nous interprétons l’escarpement de ces failles normales présentes en avant du point le plushaut (point A), comme n’étant pas associées à de l’extension avant-arc, mais contrôlées surtout parl’effondrement gravitaire résultant du passage d’un relief.

Figure 25: Profil K à proximité du point B - Exagération verticale: 2,4 pour le fond de la mer - Les deux partiesdu profils ont été réalisés avec des cadences de tir différentes. Entre les deux profils les paraboles observéescorrespondent à des effets de bords.

La structure autour du point haut (point B) sur le profil K apparaît fortement différente que celledu profil L (figure 25). En effet, les pentes sont beaucoup moins marqués et aucune présence defailles normales est observé en avant du point B. Nous observons des chevauchements, ainsi qu’uneréflectivité plus diffuse en profondeur.

En profondeur, au dessus de la limite verte positionnée comme le plongement de la plaque sub-ductante, des réflecteurs fortement réflectif apparaissent provoquant un bombement d’environ 1stemps double. Cette forte réflectivité, si elle est en effet associée à la structure de la plaque plongeantemarquerait la présence d’un relief subduit de 875 m (pour des vitesses dans le prisme d’accrétion dev=1.75 km/s).

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8 Discussion- Perspectives

Lors de la campagne Sismantilles I, [Laigle et al., 2005] ont montré la présence d’un relief de 2km dehaut entrant en subduction sous le prisme d’accrétion (figure 16). Celui-ci, de part sa hauteur et salocalisation, est interprété comme la possible prolongation de la ride Barracuda.

120 km plus au Nord, le profil L présente une géométrie très particulière de l’avant arc, que nouspensons dûe à la présence d’un haut relief en profondeur, qui correspondrait à la prolongation de laride Barracuda. Le profil K, situé 25km plus au sud, devrait dans cette hypothèse être également af-fecté par la subduction de la ride. Pourtant, il présente une déformation différente: nous n’observonsautour du point haut du profil K (point B figure 25) aucune faille normale, tandis que celles-ci sontnombreuses à l’est du point haut du profil L (point A figure 17).

Ceci pourrait s’expliquer par le fait que le point A (profil L) se trouve dans le domaine de l’avant-arc, et que le point B (profil K) est probablement situé dans le domaine du prisme d’accrétion. Parconséquent, les sédiments du point B sont en contact direct avec les reliefs présents sur la croûteocéanique, tandis qu’au point A, les sédiments surmontent la croûte avant-arc, elle-même déforméepar le relief en subduction.

De plus, les sédiments du prisme d’accrétion présentent un plus fort contenu en fluides et uneplus grande porosité que les sédiments de l’avant-arc [Bangs et al., 1990]. Leur comportement mé-canique au cours de la déformation est par conséquent différent.

Ces deux différences pourraient expliquer la différence morphologique entre ces deux profils.

Figure 26: Plan de la campagne sismantilles II - flèche en marron: possible localisation d’un relief en pro-fondeur à partir des profils L et K - dans les cercles: point haut du relief observé sur les profils L et K - enpointillé: possible prolongation de la ride Barracuda

Nous proposons donc que les points hauts observés sur les deux profils étudiés correspondent aupassage de la ride Barracuda en profondeur (carte figure 26). La sismique réfraction devrait permettrede valider ces résultats en imageant la géométrie de la croûte avant-arc ainsi que des structures plus

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profondes non visibles en sismique réflexion, notamment la croûte océanique plongeante. En effet,sa prolongation est mal définie après les 40 premiers kilomètres à partir du front de déformation, etla réfraction devrait permettre de contraindre si un relief dans la plaque subductante est observablesous le profil K.

Nous retiendrons donc le fait que ces deux profils espacés de moins de 30km présentent unemorphologie très différente. A l’échelle locale, la structure interne du prisme de même que les dépôtsdes bassins avant-arc semblent être contrôlés par les reliefs en subduction, et plus particulièrementpar le prolongement morphologique de la ride Barracuda au delà du front de déformation.

Remerciements

Je tiens à remercier Mireille Laigle et Alfred Hirn pour m’avoir donné l’opportunité de faire un stage dans ledomaine de la géophysique marine. Un grand merci pour m’avoir donnée la chance d’embarquer un moisà bord de l’Atalante pour la mission aux Antilles: une expérience très formatrice que je suis loin de pouvoiroublier. Merci à toute l’équipe de Genavir. Une grande pensée à tous les gens rencontrés à bord, qui m’ont tantappris et qui ont fait de ce mois de travail, d’agréable moments: A Gerard, JP, Laurent, Jerome, Yves, Oualid,Romuald et pleins d’autres... Merci à Jean-Frederic pour son aide et ses explications concernant la bathymétrieet les cartes GMT, et pour sa bonne humeur tout au long de la campagne. Merci a Marten et à Wolfgang del’IFM-Geomar (Kiel) pour leur accueil et leur aide au traitement de sismique réfraction au cours de mon séjouren Allemagne. Et enfin merci à Anne, Gaye, Alexandrine, Estelle et Audrey pour les bons moments passés aulabo et en mer et leur aide au cours de ce stage. Y por último, gracias a mi familia por haber estado siemprea mi lado durante estos cinco años de estudios en Francia y a mis amigos, y Quentin por haber sido mi otrafamilia en Paris.

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