La Plaque Caraïbe

La Plaque Caraïbe

La plaque Caraïbe (Figure I-1) est constituée de la Mer des Caraïbes, d’une superficie de 2.6 millions de km2 , occupée par quatre bassins (Yucatan, Colombien, Vénézuélien et de Grenade), séparés par des rides bien définies (Cayman, Nicaragua, Beata et Aves). Elle est limitée au nord et au sud par des zones de failles décrochantes, et à l’ouest et à l’est par des zones de subduction (Duncan et Hargraves, 1984). La limite nord, un système de failles décrochantes et de fossés alignés du Guatemala aux Grandes Antilles, est affectée par une tectonique de compression NS et de décrochement EW (Giunta et al., 2006). La limite sud, qui s’étend de la Colombie au Venezuela, est un système de failles décrochantes à déplacement dextre (Giunta et al., 2006). Cette limite est une suture entre le domaine Caraïbe et sud-américain et serait affectée par une tectonique compressive de direction NO-SE (Mascle et al., 1985). La limite ouest de la plaque Caraïbe est soumise à la poussée des plaques Nazca et Cocos qui se déplacent respectivement vers l’est et le nord-est, à une vitesse moyenne de 6 à 7 cm / an, conduisant à la formation de la chaîne volcanique d’Amérique Centrale, qui s’étend du sud du Mexique au nord de la Colombie. La limite est, l’arc intra océanique des Petites Antilles, résulte de la convergence de la plaque Caraïbe et de la plaque Atlantique depuis le Crétacé. L’histoire de la plaque Caraïbe est liée à la cassure de la Pangée occidentale au niveau du Golfe du Mexique vers 170 Ma (Meschede et Frish, 1998; Terrier et al., 2002), et à l’ouverture de l’océan Proto-Caraïbe vers 130 Ma (Pindell et Kennan, 2001; Terrier et al., 2002). Deux hypothèses s’opposent quant à la reconstruction du domaine caraïbe à la limite Jurassique-Crétacé lors de l’ouverture de l’Atlantique sud. La première hypothèse (Figure I-2a) privilégie une origine pacifique (Duncan et Hargraves, 1984; Leclere-Vanhoeve et Stephan, 1985; Kerr et al., 1996; Sinton et al., 1998; Hauff et al., 2000; Mauffret et al., 2001; Pindell et Kennan, 2001). Entre 125 et 80 Ma, la plaque Farallon est en subduction sous l’Amérique du Nord, édifiant dans sa partie centrale l’arc des Grandes Antilles (Cuba, Jamaïque, Haïti, République Dominicaine, Porto Rico, Iles Vierges) et la ride d’Avès. Au sud, la subduction de la plaque Farallon sous l’Amérique du Sud est responsable de la formation de l’arc Villa de Cura (Antilles Néerlandaises, Ceinture nord du Venezuela, Trinidad et Tobago) (Duncan et Hargraves, 1984; Leclere-Vanhoeve et Stephan, 1985). Entre 91-88 Ma et 85-73 Ma, deux volumineuses pulses magmatiques liées à l’activité d’un point chaud, probablement celui des Galápagos, vont permettre la formation d’un plateau océanique (Figure I-2-a3). Entre 80 et 45 Ma, ce plateau va rencontrer et pousser les arcs des Grandes Antilles (GA) et Ville de Cura (VC) selon des mouvements respectivement antihoraire et horaire, et provoque leur déplacement vers l’est jusqu’à ce que l’arc des Grandes Antilles entre en collision avec la plateforme des Bahamas (Duncan et Hargraves, 1984; Leclere-Vanhoeve et Stephan, 1985) (Figure I-2a3 et 2a4). Cette collision à l’est permet la subduction à l’ouest de la plaque Farallon sous le plateau océanique, et donc la formation de l’arc d’Amérique Centrale (Mauffret et al., 2001; Pindell et Kennan, 2001). La deuxième hypothèse (Meschede et Frish, 1998; Giunta et al., 2002; Giunta et al., 2006; James, 2006) propose une origine inter-amérique. Ces auteurs proposent, à la limite Jurassique-Crétacé, la formation d’une province proto-caraïbe à la faveur de plusieurs centres d’expansion associés à la jonction de trois rides entre Amérique du Nord (NAM), Amérique 21 – CHAPITRE I – Généralités et données sur le contexte géodynamique de la Martinique du Sud (SAM) et Afrique (Figure I-2b1 et 2b2). Cette croûte se serait ensuite épaissie en un plateau océanique de 15 – 20 km d’épaisseur, et de taille comparable au plateau d’OntongJava, suite à l’éruption de matériel formé par la décompression, entre 90 et 75 Ma, d’un panache mantellique affectant l’ensemble de la zone (Meschede et Frish, 1998; Giunta et al., 2006) (Figure I-2-b2 et 2-b3). Ce modèle prend en considération la présence d’une zone de subduction le long des marges nord et sud Amériques, équivalente aux Grandes Antilles, Ride d’Avès, Antilles Néerlandaises et terrasses d’Amérique du Sud (Meschede et Frish, 1998). Les mouvements vers l’ouest des plaques NAM et SAM, ainsi que l’ouverture du bassin du Yucatan, auraient permis le déplacement vers l’est de la plaque Caraïbe d’environ 1 000 km depuis le Crétacé terminal (Meschede et Frish, 1998) et la formation de l’arc des Petites Antilles (Figure I-2b3 et 2b4). À partir de 55 Ma, le bassin de Grenade sépare la ride d’Avès, qui devient inactive, de l’arc des Petites Antilles qui commence à se construire (Bouysse, 1988; Bird et al., 1999; Terrier et al., 2002). Entre 20 Ma (fin de l’expansion du Bassin de Grenade) et l’actuel, le déplacement le long de la limite nord a été de 1200 km, facilitant le déplacement vers l’est de la plaque Caraïbe et l’initiation de la subduction de la plaque Atlantique sous la plaque Caraïbe permettant le développement de l’arc des Petites Antilles (Duncan et Hargraves, 1984; Meschede et Frish, 1998). Actuellement, on considère que ce sont les plaques NAM et SAM qui se déplacent vers l’ouest, en subduction sous la zone est de la plaque Caraïbe (Mascle et al., 1985; Mauffret et al., 2001), mais leurs directions convergent légèrement (Stein et al., 1982; Wadge et Shepherd, 1984; Fichaut, 1986; MacDonald et al., 2000). La plaque NAM se déplace selon une direction de 281°N et une vitesse de convergence de2 cm/an, tandis que la plaque SAM suit un azimut de 284°N et une vitesse de 2,2 cm/an. Le vecteur convergent, dont le taux à l’ouest de la limite nord de la plaque Caraïbe est de 0.8 mm/an (Dixon et Mao, 1997), se répercute sur les marges nord et sud, où contraintes et déformations se répartissent sur la longueur de la marge. Dans d’autres termes, dans le 22 – CHAPITRE I – Généralités et données sur le contexte géodynamique de la Martinique référentiel des points chauds, la plaque Caraïbe se déplacerait vers l’est à un taux de 2.1 ± 0.1 cm/an, taux estimé par 10 ans d’observations GPS dans le secteur de la République Dominicaine (Dixon et al., 1998).

L’arc insulaire des Petites Antilles

Cet arc insulaire est l’expression de la subduction intra-océanique vers l’ouest de la plaque Atlantique sous la plaque Caraïbe (Figure I-3). L’âge de la croûte subductée en bordure de la fosse est plus ancien que l’anomalie 34 (Bouysse et Westercamp, 1988; 1990a), long intervalle de polarité normale de 118 à 84 Ma appelé Cretaceous Quiet Zone (Figure I3). La vitesse de convergence a été estimée à 2 cm / an pour les derniers 30 Ma (MacDonald et al., 2000), ce qui est relativement faible par rapport aux autres zones de subduction (8.1 cm/an pour Java), se traduisant par une faible production magmatique et une faible activité sismique. En effet, Wadge et Shepherd (1984) ont calculé des taux de production magmatique pour les derniers 300 -, 10000 – et 100000 ans dans les Petites Antilles de l’ordre de 4, 2 et 3 km3 /Ma, soit 5, 3 et 4 km3 /Ma/km d’arc. L’arc des Petites Antilles est constitué d’une vingtaine d’îles principales, et de nombreux îlots et écueils (Figure I-3 et 4). L’archipel s’étend sur 850 km, depuis le passage d’Anegada (18.5°N) qui le sépare de l’arc des Grandes Antilles, jusqu’à la marge septentrionale de l’Amérique du Sud (11°N). Il présente une convexité tournée vers l’est, dont le rayon de courbure est d’environ 450 km. La zone en avant de l’arc est large de 150 km dans le nord jusqu’à 450 km dans le sud, où la fosse océanique disparaît sous le prisme d’accrétion de la Barbade (Figure I-3 ; MacDonald et al., 2000). Celui-ci émerge au niveau de l’île du même nom où son épaisseur maximale est de 20 km en raison du flux sédimentaire important de l’Orénoque qui draine les sédiments issus de l’érosion du craton sud Américain. L’arc des Petites Antilles est séparé de ce prisme par le bassin de Tobago, rempli par 4 km de sédiments. Le flux entrant serait constitué de 87% de matériel terrigène, 5% de carbonates et 8% d’opale (MacDonald et al., 2000). En arrière de l’arc, le bassin de Grenade, dépression de 140 km de large et 3000 m de profondeur, se serait formé au Paléocène (Bouysse, 1988; Bird et al., 1999). Il est limité à l’ouest par la ride d’Aves, à l’est par l’arc des Petites Antilles, au sud par le Venezuela, et au nord par le banc de Saba. Il est constitué dans sa moitié sud d’une croûte océanique de 14 km d’épaisseur qui se serait formée il y a 60 Ma, selon un système de grabens NE-SO (Pinet et al., 1985; Bouysse, 1988). Les sédiments qui le recouvrent, en majorité volcaniques, ont une épaisseur comprise entre 2 et 9 km du nord vers le sud (Bouysse, 1988; Bird et al., 1999). Son ouverture aurait duré 7 Ma, avec 140 km de croûte océanique accrétée dans la moitié sud, alors que le nord n’est affecté que par du rifting et de l’étirement (Bouysse, 1988). La ride d’Aves s’étend depuis l’éperon de Los Hermanos au sud (12°N) jusqu’au mont sous-marin de Gibbs, 500 km plus au nord (16°30’N). Elle est constituée d’une quinzaine de bancs et petites rides totalement immergés, excepté l’ilet d’Avès, au nord. La ride d’Avès est un arc rémanent initié au Turonien (Bouysse et al., 1985a; Bouysse, 1988) qui a été séparé de l’arc des Petites Antilles par l’ouverture du Bassin de Grenade au Paléocène (Mauffret et al., 2001). Elle est épaisse de 30 à 40 km et constituée de tuffites, granodiorites, diabases, roches plutoniques et volcaniques, ainsi que de diverses plateformes carbonatées d’environ 45 Ma (Bouysse, 1988). Celles-ci postdatent la fin de l’activité volcanique à environ 60 Ma, ainsi que la subsidence et l’érosion généralisées de la ride.

Segmentations de l’arc et modèle tectonique

Des données sismiques ont permis à Wadge et Shepherd (1984) d’estimer la position du plan de Bénioff. Ils mettent en évidence une flexure du plan de subduction d’un angle de 130° entre les îles de la Martinique et de Sainte Lucie qui segmente l’archipel en deux zones (Figure I-4). Au nord de cette limite, le plan de Bénioff suit une direction générale de 330°N avec un angle de plongement de 50 – 60° jusqu’à une profondeur maximale de 210 km (Maury et al., 1990; MacDonald et al., 2000). Au sud, le slab a une direction de 20°N et un pendage de 45 – 50° (Maury et al., 1990; MacDonald et al., 2000) (Figure I-4). La répartition des volcans Plio-Pleistocenes (< 2 Ma) permet de distinguer trois zones, de 10 km de large 27 – CHAPITRE I – Généralités et données sur le contexte géodynamique de la Martinique environ (Wadge et Shepherd, 1984; MacDonald et al., 2000) qui semblent correspondre aux torsions du slab: îles de Saba à Montserrat, de la Guadeloupe à la Martinique, et de Sainte Lucie à Grenade. Figure I-4 Segmentation de l’arc des Petites Antilles 1- Profondeur du plan de Benioff sous l’arc des Peztites Antilles, Equidistance : 50km (Données issues de l’application GeoMapApp, Marine Geoscience Data system) 2- Alignement des volcans quaternaires représentés en triangles noirs (d’après McDonald et al., 2000). 3- Failles lithosphériques( d’après Westercamp, 1979). 28 – CHAPITRE I – Généralités et données sur le contexte géodynamique de la Martinique Westercamp (1979) propose l’existence de 17 blocs lithosphériques de plusieurs kilomètres et limités par des failles NE-SO, fracturant la plaque Caraïbe le long de tout l’arc (Figure I- 4). Ces blocs se seraient individualisés suite à des compressions N-S ayant eu lieu au Miocène résultant du rapprochement des plaques NAM et SAM. Cependant, les travaux plus récents semblent ne pas considérer cette hypothèse. Des îles Vierges au sud de la Guadeloupe, la déformation active qui résulte d’une extension perpendiculaire à la convergence est marquée par deux ensembles de failles majeures (Figure I-5): failles normales E-O à NE-SO organisées en horst et grabens, et failles normales à composante décrochante sénestre NO-SE le long de l’arc interne, organisées en échelons, se terminant en  géodynamique de la Martinique forme de queue de cheval au niveau de la Guadeloupe (Feuillet, 2000 ; 2002 ; Terrier et al., 2002). Les systèmes de failles normales seraient de plus en plus jeunes du nord au sud, le système de Marie-Galante étant par conséquent le plus jeune. Ces failles permettent d’accommoder l’extension dans le quart nord-est, liée au décrochement senestre accommodant l’obliquité de la convergence des plaques Amérique du Nord-Caraïbe. Ce mouvement décrochant augmente du sud vers le nord de 0.4 à 1.9 cm/an (Feuillet, 2000 ; 2002), car le vecteur de convergence devient de plus en plus oblique par rapport à l’arc. En revanche, la moitié sud de l’arc serait soumise à un régime de compression oblique dextre, caractérisé par des chevauchements dans le prisme d’accrétion de la Barbade (Figure I-5). Notons ici que la Martinique se situ à la jonction des deux systèmes tectoniques proposés par Feuillet et al. (2002) et que les deux directions de failles observées à l’échelle régionale se retrouvent au niveau des failles reconnues en Martinique (Terrier et al., 2002).