Les thèmes importants de l’extrémité sud de la subduction des Ryukyus 

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Géologie des îles Yaeyama et de la transition subduction-collision au nord-est de Taïwan

La géologie des îles de l’arc des Ryukyus a été synthétisé par Konishi [1965] et Kisaki [1978, 1986]. Seule la géologie des îles à l’ouest de Miyako sont décrites ici. Le socle de l’arc des îles Yaeyama est constitué de roches pré-tertiaires métamorphiques (bien visible à Iriomote et Ishigaki) essentiellement des schistes triasiques haute-pression et des sédiments jurassiques métamorphiques plus basse-pression. Des roches similaires sont présentes aussi bien dans la chaîne centrale de l’île de Taïwan qu’au sud-ouest du Japon [Kizaki, 1986 ; Faure et al., 1987, 1988 ; Isozaki et Nishimura, 1989]. La couverture tertiaire [Kizaki, 1978 ; Sakai et al., 1978 ; Ujiie et Oki, 1974] est composée (1) de plateformes calcaires éocènes et de tuffs et brèches volcaniques (d’environ 45 Ma) distribués à Ishigaki et Iriomote recoupés par un granite de 21 Ma, (2) des alternances deltaïques de grès plus ou moins fins du miocène inférieur à moyen (23-15 Ma) exposés sur les îles de Iriomote et Ishigaki, et (3) des grès déposés en milieu marin au Pliocène observable localement à Miyako. Les dépôts quaternaires sont constitués de calcaires récifaux de la fin du Pléistocène et de dépôts alluviaux associés à des terrasses holocènes. Sur l’île de Yonaguni, des dépôts continentaux de grès plus ou moins fins sont présents le long de zones en dépression et représentent des dépôts syntectoniques associés à l’activité de failles normales [Sakai et al., 1978]. Les terrasses quaternaires ont fait l’objet d’études afin de décrire les variations du niveau de la mer qui affectent chacune des îles [e.g. Pirazzoli et Kawana, 1986 ; Ota et Omura, 1992 ; Sugihara et al., 2003]. Hateruma et Yonaguni se soulèvent avec un taux faible de l’ordre de 0.3 mm/an [Ota et Omura, 1992]. Des variations brutales du niveau marin ont été associés à des événements sismiques majeurs avec une récurrence d’environ 7-10 ka mais aucun de ces événements n’a été observés sur les îles de Miyako et Hateruma. Le dernier événement, il y a environ 2 ka, a certainement été associé à un méga-tsunami [Nakata et Kawana, 1995]. Contrairement aux îles centrales des Ryukyus, les îles du sud Ryukyu (Ishigaki, Yonaguni, Hateruma) présentent des récifs coralliens très récents qui n’ont pas plus de 1 Ma [Iryu et al., 2006].
Les données paléomagnétiques montrent une rotation horaire des îles Ishigaki, Iriomote et Miyako après l’Eocène certainement entre 6 et 10 Ma [Miki, 1995]. Aucune rotation n’a lieu au cours des derniers 6 Ma dans le sud et le centre Ryukyu. L’absence de discontinuités majeures entre ces îles suggère que l’ensemble de l’arc des Ryukyus se déplace en un seul bloc depuis le Néogène [Fabbri et Fournier, 1999]. Au nord-est de Taïwan, la chaîne centrale montre une courbure qui semble se prolonger en mer (Figure 2.4). Il semblerait qu’il existe une continuité géologique entre la chaîne centrale et l’arc des Ryukyus en lien avec l’ancienne marge continentale passive encore visible à l’ouest de l’île à la transition entre Chine continentale et Mer de Chine du Sud. Par ailleurs, de nombreux auteurs ont proposé que la chaîne de Taïwan se prolonge en mer en lieu et place de l’extrémité ouest du bassin d’Okinawa jusqu’à 123.5˚E de longitude [Suppe, 1984 ; Lee et Wang, 1988 ; Teng, 1996].

Géologie de la PSP

La plaque de la mer des Philippines est constituée d’une multitude de bassins dont les âges varient de l’Eocène à l’actuel (bassin Ouest Philippin, bassin de Parece-Vela, bassin de Shikoku, bassin des Mariannes, …) sauf pour le bassin de Huatung situé le plus à l’ouest entre Taïwan, les Philippines et la ride Gagua dont un âge non-consensuel du Crétacé inférieur est proposé (131 – 119 Ma) [Deschamps et al., 2000]. Tous ces bassins océaniques ne se sont pas formés au même moment mais résultent d’une histoire complexe associée à des ouvertures arrière-arc. Chacun de ces bassins est séparé par des arcs rémanents [e.g. Deschamps, 2001, Deschamps et Lallemand, 2002]. Proche de Taïwan, la lithosphère océanique plongeante du bassin de Huatung est donc certainement d’âge 130 Ma à la fosse alors qu’à l’est de la ride de Gagua cet âge est d’environ 41 Ma [Deschamps, 2001]. Le pendage du slab de part et d’autre de la ride semble en accord puisque le pendage est de l’ordre de 50˚à l’est pour un pendage > 60˚à l’ouest. La ride serait quant à elle une ancienne limite de plaque résultant d’un épisode transpressif à l’Eocène en lien avec un changement du pôle de rotation du bassin ouest Philippin [Deschamps et al., 1998].
A l’ouest de la ride Gagua, l’importante quantité de sédiments issue de l’érosion de la chaîne de Taïwan comble le bassin de Huatung en étant piégée par la ride Gagua. L’épaisseur de sédiments à la fosse est d’environ 3 km entre Taïwan et la ride Gagua.

Le volcanisme dans la région de Taïwan

L’arc des Ryukyus n’est pas un arc volcanique. Le volcanisme est localisé légèrement en arrière de l’arc proche du Japon et clairement à l’intérieur même du bassin d’Okinawa proche de Taïwan [Shinjo, 1999 ; Shinjo et al., 1999 ; Sibuet et al, 1998] (Figure 2.5). Un volcanisme important plio-quaternaire calco-alcalin affecte aussi le nord de Taïwan en arrière du bassin d’Okinawa appelé NTVZ (pour Northern Taïwan Volcanic Zone). Celui-ci s’enrichit en potassium vers le sud-ouest au niveau des groupes de volcans de Tatun et Keelung au nord de Taïwan en relation avec une fusion partielle plus faible du manteau supérieur et une diminution du taux d’extension vers Taïwan en lien avec un magmatisme post-collisionnel. Le volcan le plus à l’est de la NTVZ se trouve à environ 124˚E [Wang et al., 1999 ; 2004]. Le long de l’arc volcanique de Luzon et en particulier le long de le chaîne côtière, le volcanisme est daté de 16 Ma à 1.5 Ma [Yang et al., 1995]. Cependant, du volcanisme rémanent datant de 0.5 Ma, survivant donc à l’effet de la collision, a été trouvé dans des dykes au niveau du système de Chimei au centre de la chaîne côtière [Yang et al., 2003]. Cinq éruptions volcaniques historiques ont été rapportées en mer : (1) juste au nord d’Iriomote (en 1924) en lien avec le volcanisme d’arc, (2 et 3) deux au nord-est de Taïwan le long et à l’est de la NTVZ (en 1867 et 1916), (4) une au sud est de Taïwan à 35 km de la péninsule de Hengchun (en 1854) certainement en lien avec le volcanisme d’arc de la subduction de Manille et enfin (5) une à l’est de Hualien à une vingtaine de km en mer (en 1853) dont l’origine n’est pas claire puisque le volcanisme de l’arc de Luzon n’est a-priori plus actif à cette latitude [Chen et Shen, 2005].

Les grands traits de la sismicité

Le premier grand trait de la sismicité dans la région de Taïwan est la sismicité profonde, associée aux deux zones de subduction, qui descend jusqu’à 300 km de profondeur. Ensuite, la sismicité est localisée superficiellement (0-20 km) sur l’île de Taïwan, avec un gap de sismicité au niveau de la chaîne centrale [Lin et al., 2000] et une très faible sismicité au nord de Taïwan. Elle est concentrée à l’est de Taïwan (1) à l’est de la LVF jusqu’à des profondeurs de 50 – 60 km (2) au niveau de l’avant-arc des Ryukyus au-dessus de 30 km de profondeur, et (3) superficiellement dans le bassin d’Okinawa [Hsu, 1961 ; Wu, 1978 ; Tsaï, 1986 ; Kao et al., 1998 ; Wang et Shin, 1998 ; Wang, 1998 ; Chen et al., 2009] (Figures 2.6 et 2.7). Au niveau de l’avant-arc, deux clusters de sismicité sont clairement identifiés : le cluster de Hoping et le cluster de Nanao (Figure 2.7). La majorité de l’énergie sismique libérée depuis un peu plus d’un siècle dans la région de Taïwan est essentiellement libérée en mer (Figure 2.8).
Le long de la subduction de Manille, la sismicité intraplaque définissant la zone de Wadati-Benioff disparait vers 23.5˚N de latitude. Le long de la subduction de Ryukyus, la sismicité intraplaque définissant le plan de Benioff se termine vers 121.5˚E de longitude. Ces deux limites sont considérées par de nombreux auteurs comme les limites de slab de ces deux subductions.

Chronologie des évènements : apport de la sédimentologie et de la chrono-logie absolue

Les données stratigraphiques à Taïwan sont très nombreuses et permettent de remonter dans le temps depuis la période pré-collision à la période post-collisionnelle qui est marquée par des changements importants dans la provenance des sédiments, dans la déformation de l’arc, de l’avant-arc et du prisme d’accrétion, dans le taux de sédimentation et la bathymétrie des bassins d’avant-arc, d’avant-pays et l’intensité du volcanisme d’arc [e.g. Huang et al., 2006]. A partir de l’analyse sédimentaire (stratigraphie, déformation) des bassins d’avant-pays, Mouthereau et al. [2001] ont montré que la collision a commencé autour de 5 Ma au sud-ouest de Taïwan avec la formation de bassins flexuraux dans un environnement marin, le passage au domaine continental se réalisant entre 2 et 1.6 Ma. Sur la base d’arguments stratigraphiques et volcaniques (âge radiométriques), Huang et al. [2006] ont proposé que la collision ait commencé il y a 8.5 Ma à 24.5˚N et plutôt 6 Ma dans le sud de Taïwan. Entre 24˚N et 24.5˚N, les auteurs proposent que l’écroulement de la chaîne a lieu depuis 1 Ma. Teng [1990] propose sur la base de données géologiques, géophysiques et de considérations géodynamiques que la collision a commencé au sud-est de Taïwan peu après 12 Ma.
Dans l’ensemble de ces travaux, il semblerait que ce soit le début de la subduction conti-nentale, c’est-à-dire le passage en subduction de la marge continentale chinoise sous la plaque de la mer des Philippines, qui soit datée plutôt que la collision arc-continent au sens strict qui a lieu entre 22.5˚N et 23.7˚N actuellement. La subduction de la marge continentale entraine un raccourcissement important de la zone d’avant arc de la subduction de Manille qui aboutit à la mise en contact direct de l’arc volcanique de Luzon avec la croûte continentale chinoise, contact aujourd’hui présent le long de la Faille de la Vallée Longitudinale (LVF) [e.g. Suppe et al., 1984 ; Teng, 1990 ; Mouthereau et al., 2001 ; Malavieille et al., 2002 ; Huang et al., 2006 ; Malavieille et Trullenque, 2009].

Les données Géophysiques

GPS et mouvements des plaques tectoniques : La convergence entre la PSP et l’EP, d’environ 8 cm/an vers N306˚[Yu et al., 1997 ; Hsu et al., 2009] (Station S102 sur la figure 2.9) au niveau de Taïwan, est proche des estimations de Seno [1977] et Seno et al. [1993] basées sur l’analyse des vecteurs glissements des séismes interplaques, les différences pro-venant de l’existence d’un bloc chinois (SCB pour South China Block) au sein de l’EP. La PSP a une rotation horaire avec un pôle de rotation situé à environ 50˚N et 160˚E. Les vitesses varient donc rapidement du Nord au Sud de 4.5 cm/an au niveau de la fosse de Nankaï à 9 cm/an au niveau de la fosse des Philippines. Ce mouvement relatif serait stable depuis plusieurs millions d’années et aurait été précédé d’un mouvement vers le Nord. Ce changement aurait eu lieu entre 4 et 10 Ma [Seno et Maruyama, 1984].
Au niveau de Taïwan (Figure 2.9), le champ de vitesse révèle que la majeure partie de la convergence est accommodée au niveau de la LVF, environ 3 cm/an, et au niveau des structures plissées et des chevauchements situés à l’ouest de Taïwan (dans les Western Foothills). Les vitesses au nord de Taïwan, sont très faibles : 5 mm/an alors qu’elles sont de l’ordre de 25 à 40 mm/an dans l’extrême sud de l’île dans le bassin de Pingtung. Les vecteurs vitesses montrent une rotation importante aux extrémités de l’île au niveau de la plaine d’Ilan et de la plaine de Pingtung [Angelier et al., 2008 ; Hou et al., 2009 ; Hsu et al., 2009]. Une partie de la convergence est accommodée en mer, environ 10 mm/an au sud de 23.7˚N jusqu’à 40 mm/an au sud de 22.6˚N, alors qu’au nord de 23.7˚N la ma-jorité de la convergence est accommodée en mer. Au sud de 22.6˚N, le raccourcissement en mer pourrait correspondre à la disparition de l’avant-arc de Manille [e.g. Malavieille et Trullenque, 2009]. Entre 22.6˚N et 23.7˚N, le raccourcissement pourrait être associé à une structure en pop-up affectant la chaine côtière et l’arc de Luzon accrété [e.g. Malavieille et al., 2002]. Au nord de 23.7˚N, la structure responsable de l’accommodation est associée à la déformation de la PSP mais celle-ci n’est pas identifiée clairement [e.g. Malavieille et al, 2002].
Au niveau de la subduction des Ryukyus, les données GPS sur les îles montrent un mouve-ment vers le sud par rapport à l’Eurasie fixe. Ce mouvement vers le sud de la microplaque des Ryukyus, constituée de l’arc des Ryukyus, est associé à l’ouverture arrière-arc du bas-sin d’Okinawa. Les vitesses augmentent vers le sud depuis 16 mm/an sur l’île de Kikai à 70 mm/an sur l’île de Yonaguni [Nakamura, 2004 ; Nishimura et al., 2004] (Figure 2.10). La conséquence de ce mouvement de recul de la fosse est à l’origine d’une convergence relative plus grande entre la PSP, qui subduit vers le nord, et l’arc des Ryukyus. Cette vitesse de convergence a été estimée à 10 cm/an au niveau de l’île de Yonaguni [Lallemand and Liu, 1998] mais elle est plutôt de l’ordre de 14 cm/an en prenant en compte les vitesses de Nakamura [2004] ou Nishimura et al. [2004] (Figure 2.11). La station S052 (ville de Suao) (Figure 2.9) montre une vitesse de 37.9 mm/an vers N149˚ce qui implique que le gradient de vitesse entre Yonaguni et l’extrême est de Taïwan soit accommodé dans l’arc des Ryukyus par des mouvements décrochants dextres [Lallemand et Liu, 1998].
Le traitement des données GPS permet d’estimer des taux de déformation ou bien encore de produire des modèles de boîtes [e.g. Hu et al., 2001 ; Bos et al., 2003 ; Chang et al., 2003 ; Rau et al., 2008 ; Hsu et al., 2009]. Hu et al. [2001] soulignent l’importance des failles majeures dans la distribution du champ de vitesse et le rôle mécanique des butoirs formés par les hauts de Peikang et de Kuanyin dans le détroit de Taïwan et des zones « libres » que sont le nord-est de Taïwan avec l’ouverture arrière-arc et le sud-ouest de Taïwan au niveau de la subduction de Manille. Bos et al. [2003] déduit l’existence d’une subduction naissante vers l’ouest au nord de la LVF en mer pour expliquer la diminution des mou-vements horizontaux au nord de 23.7˚N sur l’île de Taïwan. Rau et al. [2008] proposent que la limite profonde SSE-NNW du bord du slab de la PSP joue un rôle important dans à partir des données de Nakamura [2004], Nishimura et al.[2004] et Hsu et al. [2009] selon le schéma de Lallemand et Liu, [1998] la déformation en surface en séparant une zone de déclin de la collision au sud d’une zone de transition au nord. De même, ils suggèrent que les rotations visibles dans la zone de transition ne soient pas uniquement la conséquence de la collision mais que le retrait du slab de la PSP et l’ouverture arrière-arc jouent un rôle dans la déformation de la zone de transition.
Du fait de la géométrie des structures, la convergence entre la PSP et l’EP est oblique tant au niveau de l’extrémité Sud de la subduction des Ryukyus (entre 30˚et 50˚en tenant compte du mouvement de l’arc) [Lallemand et Liu, 1998] que le long du contact majeur de la collision formé par les Failles de la Vallée Longitudinale (LVF pour Longitudianl Valley Fault) (de l’ordre de 20˚) [Biq, 1965 ; Hsu, 1976]. (Figure 1.2).
La gravité. Plusieurs modèles locaux sont disponibles dans la région de Taïwan à partir des travaux de Yeh et Yen [1990], Yen et al. [1990] et Hsu et al. [1998] (Figures 2.12 et 2.13). Les anomalies à l’air libre mettent en évidence les reliefs de courte longueur d’onde comme la chaîne centrale et la partie nord des Western Foothills. En mer, l’arc de Luzon est aussi mis en évidence avec une forte anomalie positive et la ride Gagua avec une forte anomalie négative. L’anomalie de Bouguer révèle un fort défaut de masse en profondeur dans l’avant pays de Taïwan et dans les plaines d’Ilan et de Pingtung et en mer associé aux bassins d’avant-arc de Hoping et de Nanao, et un excès de masse en profondeur le long de la chaîne côtière. A terre, l’absence de corrélation parfaite entre relief et anomalie de Bouguer suggère que Taïwan n’est pas en équilibre isostatique [Yen et al., 1998]. L’anomalie négative sous les bassins d’avant-arc pourrait être corrélée à la forte subsidence en relation avec un possible déchirement du slab [Lallemand et al., 1997]. L’anomalie négative le long de la chaîne côtière pourrait être en relation avec un Moho peu profond [Kim et al., 2006].
Le flux de chaleur. Une carte des flux de chaleur sur l’île de Taïwan est disponible d’après les travaux de Lee et Cheng [1986]. Elle révèle une anomalie de forte valeur du flux chaleur avec une géométrie proche de celle la chaîne centrale. D’après Lin et al. [2000], il s’agit de l’effet de l’exhumation de la croûte moyenne et inférieure au niveau de la chaîne centrale et la raison du gap de sismicité dans la même région. Les valeurs au niveau de la chaîne côtière restent élevées (entre 120 et 160 mW/m2) en raison d’un moho peu profond [Kim et al. 2006 ](Figure 2.14). Les mesures de flux de chaleur en mer à l’est de Taïwan ont uniquement été réalisées dans le bassin d’Okinawa et très peu, voire aucune, ne sont disponibles dans les bassins d’avant-arc ou dans le bassin de Huatung .
Sismologie : les images de tomographie et du moho. Les travaux de tomographie sont nombreux : nous distinguerons parmi les principaux travaux ceux utilisant les données télésismiques [e.g. Bijwaard et al., 1998 ; Lallemand et al., 2001 ; Wang et al., 2006 ; Wang et al., 2008 ; Wang et al., 2009 ; Zhiwei et al., 2009 ; Koulakov, 2011] et ceux utilisant uniquement les données locales [Rau et Wu, 1995 ; Cheng et al., 1998 ; Hsu et al., 2001 ; Lin et al., 2004 ; Kim et al., 2005 ; Lin et al., 2007 ; Wu et al., 2007 ; Chou et al., 2009 ; Wu et al., 2009 ; Wu et al., 2009b ; Cheng, 2009].
Rau et Wu [1995] ont montré, qu’au Nord de Taïwan, les vitesses crustales et mantelliques étaient assez faibles et que la PSP située au-dessous était caractérisée par des vitesses rapides dans une bande entre 20-55 km et 100-130 km en profondeur. De même, ils ont montré que la croûte sous la chaîne centrale était plus épaisse au nord qu’au sud mais qu’elle était plus fine sous les Western Foothills. Lin et al. [2004] ont montré qu’il y avait au-dessus du slab à son extrémité une zone à faible VS et au rapport VP =VS élevé associée à la déshydratation du slab. Lin et al. [2007] ont imagé la structure sous le bassin d’Okinawa révélant des régions à faible VP , VS et fort VP =VS en lien avec des zones de fusion partielle. Wu et al. [2007, 2009] ont amélioré le nombre de données combinées pour obtenir un modèle de vitesse qui s’étend parallèlement à Taïwan jusqu’aux îles Yaeyama à l’est confirmant et affinant les résultats précédents de Rau et Wu [1995] et Kim et al [2005]. Cheng et al [2009] ont combiné les données sismologiques et la gravité pour établir un modèle de vitesse au sud-est de Taïwan dans lequel l’avant-arc de Manille, pincé entre la marge et l’arc de Luzon en collision, est caractérisé par des vitesses VP et un coefficient de poisson élevé.
La tomographie des paramètres d’atténuationQP et QS [Wang et al., 2010] image très bien le décollement majeur sous Taïwan et la chaîne centrale caractérisée par une très forte atténuation des ondes S, en particulier, confirmant les travaux antérieurs montrant une forte exhumation le long de la chaîne centrale.
La profondeur du moho sous la région de Taïwan a été estimée par les fonctions récepteurs [Wang et al, 2010, 2010], à partir des temps d’arrivées PM P [Hsu et al., 2011], à partir de l’anomalie de Bouguer [Hsieh et al., 2010] ou encore à partir des ondes Pn [Liang et al., 2007 ; Chen et al., 2003]. L’analyse des vitesses des ondes réfractées Pn montre que leur vitesse apparente est de l’ordre de 7.8 sous Taïwan et que le moho à l’est de Taïwan en particulier sous la LVF est de l’ordre de 23 km [Liang et al., 2007]. Chen et al. [2003] a montré que les vitesses Pn étaient de l’ordre de 8.1. Quelques résultats du moho sont représentés sur la figure 2.15. La profondeur du Moho, obtenue à partir des modèles de vitesse lisse de tomographie, est établie en choisissant une gamme de vitesses représentative du Moho (7:75 0:2). Les traits importants sont les suivants : le moho s’approfondit vers le nord au niveau de la chaîne centrale de 35-40 km à 55-60 km. Il est peu profond le long de la LVF (20-25 km). Au nord de la chaîne centrale, la racine crustale semble tourner en direction de l’arc des Ryukyus. Yen et Hsieh [2010] montrent que la profondeur du moho obtenu à partir des modèles de vitesse est surestimée. A partir de données de sismique active, Lin et al. [2011] montre que les modèles Kim et al. [2005] et Wu et al. [2007] (équivalent au modèle de Wu et al. [2009] sur l’île) sont un peu trop lent en moyenne dans les 35 premiers kilomètres sauf dans la plaine côtière et les Western Foothills.
Sismologie : les mécanismes au foyer De nombreux travaux sur l’analyse des méca-nismes au foyer sont disponibles dans la région de Taïwan [e.g. Kao et Jian, 2001 ; Chen et al., 2009] et le long de la subduction des Ryukyus [e.g. Kao et Chen, 1991 ; Kao et al., 1998 ; Kao et Rau, 1999 ; Kao et al., 2000 ; Kubo et Fukuyama, 2003 ; Christova, 2004 ; Wu et al., 2010]. Kao et al. [1998] montre que le slab des Ryukyus subit une extension importante dans la direction de plongement entre 80 et 120 km de profondeur et une compression à 270 km de profondeur. On retrouve ce comportement au nord de la subduction au niveau de l’île de Kyushu mais celui-ci s’oppose complètement au comportement du reste de la subduction des Ryukyus [Kao et al., 1991]. Une importante compression latérale affecte le slab ce qui est à l’origine de son flambage [Fon et al., 1999 ; Chou et al., 2006] et de nombreux séismes montrant une compression E-W entre 20 et 65 km de profondeur [Kao et Jian, 2001]. Ces auteurs proposent d’ailleurs qu’au nord de Taïwan le processus principal consiste en un processus de slab-collision alors qu’au sud il s’agit plutôt d’un processus d’arc-collision. Au niveau crustal, une importante extension parallèle à la fosse affecte tout l’arc des Ryukyus sauf à son extrémité nord [Kubo et Fukuyama, 2003].
Les observations en mer – les campagnes marines. Depuis 1990, de nombreuses campagnes ont été menées en mer à l’est de Taïwan. La première ligne de sismique réfraction a été réalisée par Hagen et Duennebier [1988]. Ensuite, la campagne TAI-CRUST Américo-Taïwanaise en 1995 menée avec le navire Maurice Ewing, la campagne ACT (Active Collision in Taïwan) Franco-Taïwanaise en 1996 menée avec le navire L’Atalante et les campagnes répétées du navire Taïwanais Ocean Researcher I ont fourni de nombreuses données de sismique active (réflexion et réfraction), de bathymétrie ainsi que des données de gravité et de magnétisme. La table 2.1 donne les références majeures associées à ces campagnes et la figure 2.16 montre la position des profils majeurs qui traverse l’avant-arc des Ryukyus (on se référera à la thèse de Y. Font [2002] pour plus de détails). En 2009, la campagne TAIGER (TAiwan Integrated GEodynamics Research), qui a pour objectif de tester les modèles de déformation de Taïwan, a été menée eu deux étapes comprenant une étape de sismologie passive et une étape de sismique active grâce au navire Marcus Langseth (Figure 2.17). Les expériences marines RATS menées dans ce travail ont utilisé une partie des données de cette campagne (voir chapitre 4). Aucun résultat, autre que RATS, ne seront présentés dans cette thèse.
Nous rappellerons ici uniquement les résultats importants sur la structure de la marge des Ryukyus à la transition avec Taïwan qui ont été obtenus par les différents auteurs. La bathymétrie multifaisceaux réalisée à bord du navire L’Atalante en 1996 a permis de cartographier en détail le fond océanique (Figures 2.2 et 2.18). La fosse des Ryukyus est identifiable jusqu’à environ 122˚E de longitude. Plus à l’ouest, la présence du Canyon de Hualien et de la partie sous-marine de la chaîne côtière masque la trace exacte de la fosse dans cette région [Wu et al., 2009]. La bathymétrie montre le bassin arrière-arc d’Okinawa qui se termine en biseau au niveau de la plaine d’Ilan, une succession de trois bassins d’avant-arc qui forme un « escalier géant » à partir de Taïwan du moins profond, le bassin d’Hoping, au bassin le plus profond, le bassin est-Nanao, en passant par le bassin de Nanao. Ces bassins sont séparés par des seuils : le seuil de Hoping et le seuil de Nanao. Ces seuils sont associés à des hauts de socle recouvert d’une mince couche sédimentaire [Font et al., 2001]. Un bassin plus ancien incliné forme le substratum du bassin de Hoping [Lallemand et al, 1997] alors que les sédiments qui remplissent les bassins sont le plus souvent horizontaux et affectés de nombreuses failles dont la majorité sont normales de direction N-S de chaque côté des bassins [Font et al., 2001]. La croûte océanique de la PSP dans le bassin de Huatung fait environ 7-8 km d’épaisseur [Wang et al., 2004 ; McIntosh et al., 2005] même s’il est possible qu’il y ait une épaisseur plus importante (10-12 km) sous le haut de socle de Hoping en accord avec la présence d’aspérités [McIntosh et Nakamura, 1998 ; McIntosh et al., 2005]. Wang et Pan [2001] et Wang et al. [2004] proposent, eux, un flambage de la PSP sous l’avant-arc des Ryukyus pour expliquer les données des lignes EW-14 et EW-16. Le long de la ligne EW-16 (Figure 2.16), l’ISZ est à environ 25 km de profondeur sous le bassin de Hoping et 20 km plus à l’est sous le bassin de Nanao [McIntosh et al., 2005]. Plus au sud, le long de la ligne EW-14, la profondeur de l’ISZ varie entre 16 et 20 km en formant des ondulations [McIntosh et Nakamura, 1998 ; Wang et al., 2004]. Le long de la ligne EW-1, l’ISZ est à 14 km de profondeur sous la ride de Yaeyama et 22 km au pied de la pente de l’arc dans le bassin de Nanao [Wang et al., 2004]. Sur cette même ligne, la PSP forme une courbure importante sous le bassin de Nanao puis sous l’arc [Wang et al., 2004]. Le prisme d’accrétion formé par les sédiments accrétés est important avec une épaisseur maximum de l’ordre de 10 km. L’épaisseur de sédiments à la fosse varie entre 3 et 4 km [Schnurle et al., 1998]. La fosse des Ryukyus marque un rentrant au niveau de la ride de Gagua [Dominguez et al., 1998] qui pourrait être en relation avec le haut de socle de Nanao même s’il n’y a pas de données le démontrant clairement. L’épaisseur des sédiments dans le bassin de Huatung est de l’ordre de 1 à 2 km (1.4 km en moyenne) en fonction des nombreux reliefs qui marquent le toit de la croûte [Deschamps, 2001]. La bathymétrie moyenne (5 km) à l’ouest de la ride de Gagua est plus élevée d’environ 500 m que la bathymétrie à l’est de la ride Gagua en lien avec la différence d’épaisseur et d’âge de la croûte océanique et l’épaisseur de sédiments [Deschamps, 2001].

Les modèles géodynamiques

Depuis la connaissance du modèle de la tectonique des plaques, de nombreux auteurs ont proposé des modèles permettant d’expliquer la déformation active (sismique ou non) qui a lieu au niveau de Taïwan et à l’extrémité sud de la subduction des Ryukyus [e.g. Wu, 1970 ; Chai, 1972 ; Yen, 1973 ; Biq, 1981 ; Suppe, 1981, 1984 ; Barrier, 1985 ; Ho, 1986 ;]. L’interaction (déformation active) entre l’EP et la PSP dans cette région et la morphologie des structures qu’elle génère aujourd’hui et qu’elle a généré dans la région de Taïwan depuis quelques millions d’années suscite un grand intérêt. D’abord, elle a un intérêt à l’échelle fondamentale pour comprendre le fonctionnement de la déformation à l’échelle d’une chaine de collision active ou à l’échelle d’une faille mais son étude permet aussi de mieux évaluer l’aléa sismique et volcanique. Un modèle régional permet de mieux conceptualiser les évènements (séismes, volcans, reliefs …) et de mieux estimer les conditions aux limites. Un modèle a pour but d’expliquer les observations, de pouvoir prédire des phénomènes non-observés et enfin doit pouvoir être testé. De nombreux modèles sur la région de Taïwan existent car les observations existantes jusqu’alors ne permettent pas de trancher définitivement. Nous présenterons ici les modèles les plus importants puis nous regarderons les diffèrentes hypothèses qui pourront être testées à partir des observations obtenues dans cette thèse.
Deux types de modèles existent : le premier type considère une collision lithosphérique qui met en jeu l’ensemble de la lithosphère pour accommoder le raccourcissement [Wu et al., 1997] alors que le second considère un décollement sous Taïwan pour accommoder superficiellement le raccourcissement [Suppe, 1981 ; Davis et al., 1983 ; Chemenda et al., 1997 ; Teng et al., 2000 ; Lallemand et al., 2001 ; Carena et al., 2002 ; Malavieille et al., 2002 ;].
Si on considère ce qui se passe au niveau du contact entre la PSP et l’EP, à l’extrémité sud de la subduction des Ryukyus, trois modèles peuvent être considérés : une double subduction ou saut de la subduction [Chemenda et al., 1997 ; Wang et al., 2001 ; Wu et al., 2009], un déchirement de la plaque supérieure EP [Lallemand et al., 2001] et enfin un déchirement de la plaque plongeante [Lallemand et al., 1997 ; Malavieille et al., 2002]. Enfin, si on considère le déroulement de la formation de Taïwan sur plusieurs millions d’années, trois modèles existent selon la façon dont on remonte le temps : (1) Lallemand et al., 2001 ; (2) Malavieille et al., 2002 ; et (3) Teng et al., 1996, 2000 et Sibuet et al., 2004.
Wu et al., 1997. A partir d’observations de gravité, sismicité, mécanismes au foyer et tomographie locale [Rau et Wu, 1995], Wu et al. [1997] ont conclu qu’il n’y avait pas d’indications d’un chevauchement à faible pendage sous Taïwan et que l’effet de la collision n’est pas restreint à la croûte mais affecte aussi le manteau supérieur (Figure 2.20).
Chemenda et al., 1997 ; Malavieille et al., 2002 ; Malavieille et Trullenque, 2009 ; Ces modèles sont basés sur le modèle de déformation crustale de Davis et al. [1983] mettant en jeu un décollement majeur peu profond sous Taïwan comme cela a été proposé à partir de la sismicité par Carena et al. [2002]. Ces modèles considèrent le raccourcissement en mer par subduction de l’avant-arc de la subduction de Manille avant la collision au sens stricte, c’est-à-dire entre l’arc de Luzon et la marge continentale chinoise. Le modèle de Chemenda et al. [1997] est très proche de celui de Malavieille et al. [2002] à ceci près qu’il considère la possibilité de retrouver des blocs d’avant-arc de Manille au nord de la collision (Figures 2.21, 2.22 et ??). La figure 2.23 montre la façon dont pourrait être accommodée la convergence entre l’EP et la PSP au nord de la zone de collision. Des écailles d’avant-arc de Manille sont successivement découpées et chevauchées par la PSP alors que la PSP continue à s’enfoncer par le biais d’un déchirement de la PSP. Le déchirement serait parallèle à un ancien décrochement qui faisait le transfert entre les deux zones de subduction avant leur rencontre.
Wang et al., 2001 ; Wu et al., 2009. Dans ce modèle, les auteurs proposent que la PSP puisse subduire sous Taïwan au nord de 23.7˚N sur la base des données GPS et au nord. 1 : croûte continentale, 2 : sédiments, 3 : croûte océanique, 4 : arc volcanique de Luzon, 5 : bloc d’avant-arc de Manille, 6 : direction d’extension, 7 : zone de raccourcis- sement plastique, 8 : direction des mouvements verticaux, 9 : subduction, 10 : ouverture arrière-arc, RP : micro-plaque des Ryukyus. de la sismicité (2.24). Ce modèle est d’ailleurs en accord avec le modèle de subduction naissante vers l’ouest proposé par Chemenda et al. [1997, 2001] sur la base d’expériences analogiques.
Teng et al., 1996, 2000. Dans ce modèle, les auteurs proposent que la chaîne de collision s’étendait bien plus au nord de Taïwan dans le bassin d’Okinawa (Figure 2.25). Sibuet et al., [2004] a proposé un modèle équivalent. D’après ces modèles, la plaque plongeante EP aurait été découpé en profondeur par la subduction de la PSP. De même, une ancienne chaîne centrale devrait être présente au niveau de l’arc des Ryukyus.
Lallemand et al., 1997. Ce modèle explique l’accommodation de la convergence entre l’EP et la PSP par un déchirement de la PSP pour accommoder une PSP chevauchante sur la chaine côtière au sud et une PSP qui plonge sous l’EP sous l’arc des Ryukyus (Figure 2.26).
Lallemand et al., 2001. Ce modèle considère la propagation de la PSP à travers la marge continentale passive chinoise par le biais d’un déchirement de cette dernière (Figure 2.27). Le modèle considère un déchirement de l’EP en profondeur en conséquence de la subduction de la PSP pour expliquer entre autre l’absence de sismicité dans une zone à forte vitesse sous Taïwan.

Table des matières

1 Introduction générale 
2 Cadre structural, géodynamique et tectonique de l’extrémité Sud de la subduction des Ryukyus 
2.1 Contexte général
2.1.1 Cadre géologique et structural de Taïwan et de l’extrémité sud de la subduction des Ryukyus
2.1.2 Les données Géophysiques
2.1.3 Les modèles géodynamiques
2.1.4 Tester les différents modèles
2.2 Failles majeures
2.2.1 L’ISZ
2.2.2 Les failles dans la plaque supérieure (l’arc des Ryukyus)
2.2.3 Les failles dans la plaque plongeante et en collision (la PSP)
2.2.4 Les failles affectant l’EP
2.2.5 Bilan
2.3 Le projet ACTS/RATS
2.3.1 Le projet ACTS
2.3.2 Les thèmes importants de l’extrémité sud de la subduction des Ryukyus
2.3.3 Problématique
3 Sismicité historique (1897-2007) 
3.1 Construction d’un catalogue de sismicité
3.1.1 Le rôle d’un catalogue de sismicité
3.1.2 Les différents catalogues de sismicité combinés
3.1.3 Calcul de la magnitude homogène
3.1.4 Détermination des périodes de complétude
3.1.5 Analyse du catalogue de sismicité
3.2 Étude du plus gros séisme de la région de Taïwan situé en mer à l’est de Taïwan : ré-évaluation de la magnitude de moment et relocalisation PAPIER 1
3.2.1 Résumé
3.2.2 Abstract
3.2.3 Introduction
3.2.4 Re-evaluation of the moment magnitude
3.2.5 Relocation of the M0 W 7.7 June 5th, 1920 earthquake from archive data
3.2.6 Discussions
3.2.7 Conclusion and prospects
3.2.8 Acknowledgements
3.2.9 References
3.3 Discussion – perspectives
4 L’expérience marine RATS (Ryukyu Arc : Tectonic and Seismology) 
4.1 Les campagnes RATS1 et RATS2
4.1.1 Objectifs des deux expériences marines
4.1.2 Choix de la position des instruments et source
4.2 RATS 2 : Résultats
4.2.1 Le profil de sismique réflexion
4.2.2 Inversion des premières arrivées
4.2.3 Modélisation directe à partir des phases réfléchies et réfractées
4.2.4 Discussion-Interprétations
4.3 Construction d’un modèle de vitesse 3D
4.3.1 Topographie des interfaces
4.3.2 Sections 2D-interpolations
4.3.3 Le modèle de vitesse
5 Approche de localisation absolue des séismes 
5.1 Les méthodes de localisation des séismes
5.1.1 Que cherche t-on ?
5.1.2 Les méthodes de localisation des séismes
5.1.3 Quelles sont les sources d’erreurs ?
5.2 La méthode MAXI et ces améliorations PAPIER 2
5.2.1 Résumé
5.2.2 Abstract
5.2.3 Introduction
5.2.4 MAXI 2.0 improvements
5.2.5 Synthetic arrival-times to test MAXI
5.2.6 Synthetic results and discussions
5.2.7 Confidence factors
5.2.8 Application
5.2.9 Conclusions
5.2.10 Acknowledgements
5.2.11 References
5.3 Importance du modèle de vitesse – application en Équateur
6 RATS1 : Traitement des données, résultats et discussions 
6.1 RATS 1 : les données
6.1.1 Le réseau de sismomètres
6.1.2 Qualité des données
6.2 La chaîne de traitement
6.3 RATS1 : résultats et discussions PAPIER 3
6.3.1 Résumé
6.3.2 Abstract
6.3.3 Introduction
6.3.4 Geodynamic and tectonic context east of Taïwan
6.3.5 Data
6.3.6 Methods
6.3.7 Resolution estimate and uncertainties
6.3.8 Results
6.3.9 Discussion and preliminary interpretation
6.3.10 Conclusion
6.3.11 Acknowledgements
6.3.12 References
6.4 Discussion
6.4.1 Inversion
6.4.2 Structure de vitesse et anomalies de vitesse
6.4.3 Déformation en mer et déchirure de la PSP
7 Synthèse – discussion 
7.1 Localisation des séismes
7.2 Déformation à l’est de Taïwan
7.2.1 L’avant-arc des Ryukyus
7.2.2 La zone sismogène de l’interface de subduction et les séquences d’événement269
8 Conclusions – Perspectives 
8.1 Les résultats importants
8.2 Les perspectives
8.2.1 Localisation des séismes
8.2.2 Les données RATS1
8.2.3 Déformation à Taïwan
9 BIBLIOGRAPHIE 

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