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L’aléa sismique dans les Petites Antilles :
Les leçons du séisme d’Haïti du 12 janvier 2010
Institut de Physique du Globe de Paris
Observatoires Volcanologiques et Sismologiques des Antilles (Guadeloupe et Martinique)
Résumé
Les mouvements permanents de 2 cm/an entre les plaques Amérique et Caraïbe accumulent
des forces sur les failles formant la frontière de ces plaques, forces qui se relâchent lors des
grands tremblements de terre. Le séisme d’Haïti du 12 janvier 2010 s’est produit sur une de
ces failles majeures, faisant partie de systèmes de failles capables d’engendrer des séismes
de magnitude importante (entre 7 et 8) avec des temps de récurrence de l’ordre de la
centaine d’année. En Haïti, ces failles sont localisées très proche des zones fortement
urbanisée, impliquant des intensités importantes (IX ou plus).
Dans les Antilles Françaises, la faille majeure est la subduction de la plaque Amérique sous
la plaque Caraïbe, capable d’engendrer des séismes encore plus importants, de magnitude
supérieure à 8 et d’une fréquence comparable aux failles d’Haïti (la centaine d’année). Si la
distance de la faille aux zones habitées (70-100 km) atténue les accélérations épicentrales
générées par de tels « méga » séismes au niveau des îles de l’arc antillais, des intensités
comparables (IX) à celles du séisme d’Haïti sont attendues dans les Antilles françaises
(séismes de 1839 à Fort de France et de 1843 à Pointe à Pitre).
Les études récentes ont montré qu’il existait d’autres failles, nombreuses, superficielles,
localisées dans la plaque Caraïbe, donc proches des îles, et produisant des séismes qui
participent au processus de déformation. La magnitude typique de ces séismes est
généralement comprise entre 6 et 7 (comme le séisme de Saintes de 2004 de magnitude
6.3, intensité maximale de VIII). Certaines de ces failles, plus longues, peuvent
potentiellement produire des séismes de magnitude supérieure à 7 (systèmes de failles de
Marie Galante, de Gosier St François) donc des intensités importantes. La fréquence de ces
séismes sur une faille prise individuellement est peu connue ; elle est probablement faible
(peut être quelques milliers d’années). Le nombre de failles et l’analyse de la sismicité
instrumentale et historique montrent qu’un séisme de ce type affecte les îles françaises une
à plusieurs fois par siècle.
La compréhension de la structure et du fonctionnement de ces failles est essentielle pour
améliorer la connaissance de l’aléa sismique. Les actions en cours ou en demande de
financement sont les suivantes :
- l’établissement d’un réseau d’instruments enregistrant la sismicité et la mesure des défor-
mations lentes par GPS, à l’échelle de l’arc des Petites Antilles pour comprendre dans l’es-
pace et dans le temps où se localise l’activité et l’état de chargement des failles.
- la programmation de campagnes océanographiques pour comprendre la structure et l’état
de l’interface de subduction. D’autres campagnes permettront de cartographier les failles
intraplaques et caractériser leur activité (vitesse moyenne, magnitudes des séismes,
fréquences).
- la caractérisation des séismes majeurs qui se sont produits ces derniers milliers d’années,
par l’analyse des enregistrements des anomalies de croissance des coraux et la
modélisation des déformations des anciennes terrasses marines soulevées.
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Les séismes et la plaque Caraïbe
Les îles des Petites Antilles sont situées sur la même frontière de plaque que les îles des
Grandes Antilles, comme Hispaniola (Haïti et Saint Saint-Domingue), entre la Plaque
Caraïbe et la Plaque Amérique. Le mouvement relatif permanent entre ces deux plaques, de
2 cm/an, est accumulé élastiquement le long de cette limite, sur des failles qui, par
frottement, bloquent ce déplacement qui est restitué lors des tremblements de terre. La
fréquence et la magnitude maximale des séismes sur une limite de plaques sont donc
dépendantes de cette vitesse relative. Pour comparaison, les bordures de plaques du
Pacifique devant absorber 8 à 12 cm/an, les séismes y sont plus fréquents et peuvent être
d’une magnitude plus élevée (jusqu’à 9.5 au Chili en 1960) que sur la bordure Caraïbe.
La magnitude correspond à l’énergie libérée lors du séisme. Cette dernière augmente
avec la dimension de la faille activée (longueur de la rupture), elle même dépendante de
l’amplitude du déplacement sur la faille lors du séisme et au temps de rupture (durée des
vibrations sismiques, qui ont des conséquences sur les sollicitations sur les bâtiments).
L’intensité, dépendante du lieu où l’on se trouve, correspond aux effets d’un séisme. Au
premier ordre elle décroit avec la distance à l’épicentre.
Figure 1 : Bathymétrie et topographie du bassin Caraïbe. Les failles principales sont en traits
noirs (épaisseur proportionnelle à leur activité), et les flèches blanches indiquent les directions de
déplacement relatif. L’étoile rouge correspond à l’épicentre du séisme d’Haïti du 12 janvier 2010. Les
points noirs représentent les séismes historiques importants (d’après Feuillet).
Au premier ordre les conditions aux limites entre les Grandes Antilles et les Petites Antilles
étant les mêmes, l’aléa sismique y est comparable. Par contre la localisation de la
déformation relativement aux zones habitées y est différente.
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Haïti et la bordure nord de la plaque Caraïbe
Dans les Grandes Antilles, le déplacement entre ces deux plaques est principalement
décrochant, c’est à dire que les deux plaques coulissent l’une contre l’autre. Ce mouvement
crée une zone de déformation de 250 km de large qui traverse l’île d’Hispaniola (Haïti et la
République Dominicaine) et qui est absorbé par plusieurs systèmes de failles :
- Deux systèmes de failles décrochantes linéaires et à pendage vertical, traversent l’île,
au nord et au sud, la faille Septentrionale et la faille de d’Enriquillo-Plantain sur
laquelle s’est produit le séisme d’Haïti du 12 janvier 2010. Ces deux failles absorbent
le principal du mouvement relatif entre les deux plaques, de manière à peu près
égale. La magnitude importante du séisme combinée à la proximité de la zone
fortement urbanisée de Port Au Prince explique les fortes intensités (IX) observées et
donc l’ampleur des dégâts.
- Des systèmes de failles plus plates, principalement inverses (mouvement de
rapprochement entre les deux compartiments de faille) sont situées en mer, au large,
au nord et/ou au sud de l’île, ainsi qu’au centre. Ces failles absorbent la petite
convergence entre les deux plaques à cet endroit.
Cette séparation entre deux types de mouvements est appelée le partitionnement de la
déformation. Le système de failles décrochantes est le système principal. Il se prolonge à
l’est et à l’ouest sur plusieurs centaines de kilomètres sur des failles majeures dites «
lithosphériques ». Absorbant la majorité du déplacement relatif, il engendre donc des
séismes plus fréquents, et à priori de magnitude plus importante que sur le système inverse.
Sur ce type de décrochements (comme la faille de San Andreas ou la faille Nord
Anatolienne) les magnitudes caractéristiques sont comprises entre 7 et 8, rarement
supérieures. En Haïti (et en République Dominicaine), le système de failles principales est
situé à terre. Il est donc proche des zones habitées. Seule une petite portion de la faille a
rompu lors du séisme du 12 janvier 2010 et a donc déchargé ses contraintes, sur une
longueur de 50 à 70 km, partie des 250 km de longueur de la faille qui traverse l’île d’est en
ouest. Les segments adjacents ont donc été chargés par le séisme. C’est pourquoi sur ce
type de décrochements continentaux, les séismes surviennent en cascade, à l’échelle de
quelques mois à quelques dizaines d’années comme cela s’est produit lors de la séquence
du 18e siècle (1701, 1751, 1770). D’autres séismes d’une ampleur comparable ou supérieure
peuvent donc encore se produire proches des zones fortement urbanisées. Ainsi, l’aléa
sismique sur l’île d’Hispaniola est et reste très fort, avec de grands séismes (M>7), proches
des villes, ayant des temps de récurrence moyens courts (la centaine d’années).
Pour la détermination de l’aléa sismique, outre les analyses de la sismicité instrumentale et
de la sismicité historique, on peut y appliquer les techniques de paléo-sismicité terrestre,
c’est à dire l’identification et la datation des séismes qui se sont produits durant les derniers
milliers d’année, par l’analyse des dépôts dans la zone de faille, à l’aide de tranchées
effectuées à travers les failles. Les deux compartiments de la faille étant accessibles on peut
aussi y effectuer des mesures de déplacement correspondant à l’accumulation d’énergie
élastique sur la faille (par GPS ou interférométrie radar). C’est la combinaison de ces
méthodes qui ont permis à Eric Calais et ses collègues d’estimer il y a deux ans, la
magnitude du séisme qui s’est produit sur la faille Enriquillo-Plantain le 12 janvier 2010.
Dans les Grandes Antilles, la zone de failles principale, qui passe à terre très
proche des zones habitées est capable d’engendrer des séismes de magnitude
forte (entre 7 et 8) et fréquemment (centaine d’année).
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L’arc des Petites Antilles
Du fait du changement de direction de la limite de plaque, l’arc des Petites Antilles, situé sur
le bord est de la plaque Caraïbe, se trouve en mouvement principalement frontal par rapport
au mouvement de la plaque Amérique. Ainsi, à cet endroit le mouvement relatif est
majoritairement inverse (compressif), et absorbé le long de l’interface de subduction, zone
de contact entre la plaque Amérique qui passe sous la plaque Caraïbe. Comme dans l’arc
les Grandes Antilles, la déformation est distribuée sur une largeur de 200 km environ,
incluant l’archipel des Petites Antilles. La déformation y est aussi partitionnée entre l’interface
de subduction, principal système de failles, et un système de failles dites intraplaques, à
l’ouest de la subduction, dans la plaque Caraïbe qui absorbe une petite composante
perpendiculaire. Ainsi, plusieurs types de séismes sont attendus, avec des caractéristiques
différentes.
Figure 2: Trois types de séismes pouvant se produire au niveau de l’arc des Petites Antilles. Les
pointillés représente la trace des failles en surface et les flèches noires leur mouvement.
1les séismes de l’interface de subduction. La zone sismogénique (zone où
s’accumule l’énergie élastique restituée lors des grands tremblements de terre) est
située à l’est de l’archipel, sur un large plan incliné vers l’ouest, arrivant en surface
dans l’océan Atlantique à une distance d’environ 100 km des îles et atteignant 30-40
km de profondeur à l’est (Figure 2). Cette zone s’étend du nord au sud, sur environ
800 km entre les îles Vierges et Trinidad. Ce sont la largeur de cette zone
sismogénique et l’extension souvent linéaire de cette zone de contact qui permettent
la rupture de grandes failles et expliquent les magnitudes records observées dans les
zones de subduction de la planète (classiquement entre 7.5 et 8.5 et pouvant
dépasser 9 comme au Chili, en Alaska ou en Indonésie …). Ainsi dans les Antilles
françaises les magnitudes peuvent être plus importantes que celles que l’on peut
observer dans les Grandes Antilles, comme les séismes du 19e siècle de Martinique
(1839, M∼7.5) et du nord de la Guadeloupe (1843, M∼8.0). Si la distance de la faille
aux zones habitées (70-100 km) atténue les accélérations épicentrales générées par
de tels « méga » séismes au niveau des îles, des intensités comparables (Intensité
IX) à celles du séisme d’Haïti sont attendues dans les Antilles françaises. Cette
magnitude importante (zone de faille de plus de 100 km) affecte donc une très large
zone, qui rend difficile l’entraide entre les îles voisines dans un archipel comme les
Petites Antilles. La période historique est trop courte pour avoir une bonne
connaissance de la récurrence de ces séismes. Elle est de l’ordre de la centaine
d’année à l’échelle de l’arc des Petites Antilles.
2Les séismes intraplaques superficiels dans la plaque Caraïbe
participent au partionnement de la déformation, c’est à dire absorbent une petite
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quantité de déplacement différentiel entre les deux plaques (quelques millimètres par
an). Ce déplacement n’est pas absorbé le long d’un système de failles localisées et
rectiligne comme dans les Grandes Antilles. Cette déformation est distribuée sur de
nombreuses failles, comme une multitudes de fractures du bord de la plaque
Caraïbe, absorbant un déplacement parallèle à la direction de la subduction. Ces
failles sont situées aussi bien au large, en mer qu’à terre, proche des zones habitées.
La magnitude des séismes que peuvent engendrer ces failles est directement
proportionnelle à leur longueur et donc généralement comprise entre 6 et 7 (e.g. le
séisme des Saintes de 2004 ou de Redonda de 1985, tous deux de magnitude 6.3),
mais certaines peuvent dépasser 7, comme le séisme d’Antigua de 1974 (M=7.4).
Récemment de telles failles ont été identifiées proches des zones habitées (systèmes
de faille de Marie-Galante, et de Gosier-St François).
Figure 3 : Cartographie actuelle des failles de la subduction de l’arc antillais. Les
ellipses représentent les zones de rupture des derniers grands séismes en subduction
(Iles Vierges 1867, Guadeloupe 1843 et Martinique 1839). En rouge les failles
d’arrière arc.
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