# Magmatisme, héritage et déformation autour de l'archipel des Comores, dans le bassin de Somalie.
## Implications géodynamiques

Charles Masquelet

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Charles Masquelet. Magmatisme, héritage et déformation autour de l'archipel des Comores, dans le bassin de Somalie. Implications géodynamiques. Sciences de la Terre. Sorbonne Université, 2023. Français. NNT: 2023SORUS613. tel-04504620

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# Sorbonne Université

Ecole doctorale 398 : Géosciences, Ressources Naturelles et Environnement Institut des Sciences de la Terre de Paris (ISTeP)

## Magmatisme, Héritage et Déformation autour de l'archipel des Comores, dans le bassin de Somalie. Implications géodynamiques.

Par M. Charles Masquelet

Présentée et soutenue publiquement le 8 Décembre 2023

Pour obtenir le grade de

**Docteur de Sorbonne Université**

### Devant un jury composé de :

- Dr Gaye Bayrakci, Chercheure au NOC, Université de Southampton (Rapporteure)

- Prof. Jacques Déverchère, Professeur des Universités (HDR) – Université de Brest (Rapporteur)

- Prof. Elia d'Acremont, Professeure des Universités (HDR) – Sorbonne Université (Examinatrice / Présidente du jury)

- Prof. Laurent Michon, Professeur (HDR) – Institut de Physique du Globe (La Reunion) (Examineur)

- Dr Elodie Lebas, Physicienne Adjointe – Institut de Physique du Globe (Paris) (Examinatrice)

### Direction de thèse

- Dr Sylvie Leroy Directrice de recherche – CNRS/ISTeP, Sorbonne Université (Directrice de thèse)

- Dr Daniel Sauter, Chercheur CNRS – Institut Terre et Environnement de Strasbourg (Co-directeur de thèse)

- Dr. Nicolas Chamot-Rooke, Chercheur - CNRS, École Normale Supérieur (Co-encadrant)

- Dr Isabelle Thinon, Géologue Marin – Bureau de Recherche Géologique et Minière (BRGM) (Co-encadrante)
Remerciements

Dans un premier temps, je souhaite particulièrement remercier mes directeurs de thèse, Daniel et Sylvie, pour m'avoir permis de participer à cette aventure. Vous avez fait preuve d'une très grande patience à mon égard lors des moments difficiles de cette thèse et vous m'avez beaucoup appris sur la persévérance au travail et les différentes qualités nécessaires à un travail de recherche et de cela je vous en suis très reconnaissant.

Je souhaite ensuite remercier dans un second temps mes encadrants Nicolas, Isabelle, Matthias et Louise, avec qui les discussions ont été passionnantes et très riches. J'ai beaucoup apprécié avoir travailler avec vous sur ce sujet.

Je remercie particulièrement Matthias qui a su me passer sa maitrise et son amour du traitement sismique, et également Victor, qui a su être non seulement être d'une grande aide dans mon travail, mais également un camarade de traitement agréable et chaleureux.

Je remercie évidement l'ensemble du groupe de travail de l'ANR COYOTES qui m'ont permis de découvrir leur passion de la recherche, lors de nos divers échanges scientifiques organisés.

Je me sens particulièrement chanceux d'avoir pu participer aux deux campagnes océanographiques qui ont été un cadre de recherche très stimulant en très grande partie dû à la pédagogie et au qualités humaines des différents membres d'équipages, autant scientifiques que professionnels.

Je tiens particulièrement à remercier les thésards « COYOTES », Pierre, Anaïs et Nicolas, pour les échanges que l'on a eus.

J'ai été très heureux de côtoyer mes collègue et amis du laboratoire, je ne peux tous vous citer mais je ne vous oublie pas quel que soit l'étage ou le couloir.

Je remercie finalement ma famille et mes amis pour leur soutien très précieux.
Résumé

L'île volcanique de Mayotte fait partie de l'archipel des Comores, situé entre Madagascar et le Mozambique. Elle a subi en 2018 une crise sismo-volcanique majeur liée à la construction d'un nouvel édifice volcanique sous-marin, Fani Maoré, à 50 km de ces côtes. En parallèle, il existe une sismicité régionale importante entre Madagascar et le Mozambique, le long de l'archipel des Comores, expliqué par la naissance d'une frontière de plaque immature entre les microplaques Lwandle et Somalienne. Afin de pouvoir replacer ces activités sismo-volcaniques récentes dans un contexte géodynamique et volcanique régional, il est nécessaire de comprendre l'histoire du bassin des Comores et la construction de l'archipel. Cependant, très peu d'études dans le domaine offshore existent autour de l'archipel des Comores car peu de données y ont été acquises.

La méconnaissance de ce territoire amène de nombreuses questions sur (1) l'origine et le timing de mise en place des structures volcaniques de l'archipel des Comores, (2) plus généralement la géodynamique et structure du bassin des Comores, (3) la nature de croûte dans le bassin, ainsi que (4) la part de l'héritage structural du bassin sur la présence de volcanisme ancien et récent autour de l'archipel.

Dans ce travail de thèse, nous avons utilisé une approche d'observation et d'analyse sur des données géophysiques marines (sismique réflexion rapide, sismique réflexion grande profondeur, bathymétrie), principalement acquises lors d'une campagne océanographique de 2020-2021 autour de l'archipel des Comores, afin d'imager et de décrire l'architecture des domaines sédimentaires et volcanique du bassin, ainsi que les structures crustales anciennes.
Pour cela, nous avons étudié le bassin sur 3 échelles différentes : (1) au niveau local, en étudiant un profil de sismique réflexion passant à l'aplomb du volcan Fani Maoré, (2) à l'échelle du bassin des Comores, en axant notre étude sur le volcanisme régional lié à l'édification de l'archipel, (3) en étudiant le domaine crustal du bassin, afin d'apporter des contraintes sur la nature du domaine et sur la part de l'héritage structural des anciennes zones de fractures sur la mise en place de l'archipel des Comores.

L'étude du profil de sismique reflexion passant au-dessus du nouvel édifice volcanique Fani Maoré, à l'Est de Mayotte, a permis d'imager la structure interne du volcan et nous a permis, en comparant la bathymétrie avant et après la construction du volcan, de retrouver une paléo surface pré-éruptive et d'identifier le matériel magmatique récent.
Nous avons identifié la présence d'une couche volcanique épaisse, correspondant au pied de l'édifice volcanique de l'île de Mayotte assis sur une épaisse couche sédimentaire de 2.5 km. Une stratigraphie sismique cohérente du bassin des Comores a été réalisé afin d'apporter des contraintes en âges sur les évènements volcaniques de la zone en utilisant les rare données provenant de puits dans le bassin des Comores et le bassin de Morondava. Cette stratigraphie sismique a permis de contraindre l'âge du début de construction de l'île de Mayotte entre 26 et 28 Ma, ce qui révise considérablement les plus anciennes datations faites uniquement à terre, datant l'île de 10 Ma.

Dans une seconde partie, nous avons observé et identifié, grâce à l'analyse de l'ensemble des profils de sismique réflexion acquis durant la campagne SISMAORE, différentes phases volcaniques de construction des îles de l'archipel des Comores et autres édifices volcaniques majeurs. La stratigraphie sismique nous a permis de dater le début de ces phases de volcanisme principales. Ainsi, nous avons caractérisé au moins quatre phases de construction majeures de l'île volcanique de Mayotte datées à 28, 22, et 9 Ma. De même, nous avons identifié et daté le début de la phase principale de construction des îles de Mohéli (9Ma), Anjouan (4Ma) et Grande Comore (2 Ma) ainsi que des bancs de Geyser et Zélée (32 Ma) et des rides volcaniques des Jumelles (4Ma). La progression en âge d'Est en Ouest de l'âge de ces phases de construction indique une séquence chronologique du début du volcanisme au cours du temps. La chronologie du volcanisme des Comores présente de nombreuses similarités avec l'évolution du magmatisme à Madagascar et dans le Rift Est Africain, avec deux phases de volcanisme, à l'Oligocène et au Miocène, coïncidant avec les phases de déformation du Rift Est Africain et de ces branches offshores. Nous suggérons que l'archipel des Comores, correspondant à la branche offshore du Rift Est Africain, aurait pu commencer dès le Miocène inférieur.

Enfin dans une troisième partie, nous avons étudié le domaine crustal du bassin des Comores. Nous montrons que la croûte autour des Comores est de nature océanique grâce à l'étude des profils de sismiques réflexion et réfraction. Une cartographie du toit de la croûte en temps et en profondeur a été réalisée, montrant une différence de profondeur entre le domaine crustale au Nord et au Sud de l'archipel. En corrélant le cartographie de zones de fractures, la direction préférentielle des îles de l'archipel des Comores et la présence de réactivation crustale impliquant du volcanisme, nous suggérons que la direction d'ouverture du bassin de Somalie et la présence d'anciennes zones de fractures ont contrôlées la mise en place de l'archipel des Comores.
**Mots clefs** : Volcanisme, tectonique, héritage, sismique réflexion
Abstract

The volcanic island of Mayotte is part of the Comoros archipelago, located between Madagascar and Mozambique. In 2018, it went through a major seismic-volcanic crisis linked to the construction of a new submarine volcanic edifice, Fani Maoré, 50 km off its coast. In parallel, there is significant regional seismic activity between Madagascar and Mozambique, along the Comoros archipelago, explained by the emergence of an immature plate boundary between the Lwandle and Somali microplates. To contextualize these recent seismic-volcanic activities within a regional geodynamic and volcanic framework, it is essential to understand the history of the Comoros Basin and the formation of the archipelago. However, very few offshore studies have been conducted around the Comoros archipelago due to limited available data.

The lack of knowledge about this region raises numerous questions about (1) the origin and timing of the volcanic structures in the Comoros archipelago, (2) the broader geodynamics and structure of the Comoros Basin, (3) the nature of the crust in the basin, and (4) the role of the structural heritage of the basin in the presence of ancient and recent volcanism around the archipelago.

In this thesis, we employed an observational and analytical approach using marine geophysical data (rapid reflection seismic, deep reflection seismic, bathymetry), primarily acquired during an oceanographic cruise in 2020-2021 around the Comoros archipelago, to image and describe the architecture of the sedimentary and recent volcanic domains of the basin, as well as the ancient crustal structures. We studied the basin on three different scales: (1) locally by examining a reflection seismic profile passing over the Fani Maoré volcano, (2) on the scale of the Comoros Basin, focusing on regional volcanism related to the archipelago's formation, and (3) by studying the crustal domain of the basin to provide constraints on the nature of the domain and the role of ancient fracture zones in the formation of the Comoros archipelago.

The study of the reflection seismic profile passing over the new volcanic edifice Fani Maoré, east of Mayotte, allowed us to image the volcano's internal structure. By comparing bathymetry before and after the volcano's construction, we could identify a pre-eruptive paleo-surface and recent magmatic material.

We identified the presence of a thick volcanic layer corresponding to the base of the Mayotte island volcano, resting on a thick sedimentary layer of 2.5 km. A coherent seismic stratigraphy of the Comoros Basin was developed to provide age constraints on the volcanic events in the area, using rare data from wells in the Comoros Basin and the Morondava Basin. This seismic
stratigraphy constrained the age of the onset of Mayotte island's construction between 26 and 28 million years ago, significantly revising older land-based dating of the island, which previously dated it to 10 million years ago.

In the second part, observing and identifying different volcanic construction phases of the Comoros archipelago and other major volcanic edifices through the analysis of all reflection seismic profiles acquired during the SISMAORE campaign. Seismic stratigraphy allowed us to date the onset of these main volcanic phases. Thus, we characterized at least four major construction phases of Mayotte island, dated 28, 22, and 9 million years ago. Similarly, we identified and dated the beginning of the main construction phase of Mohéli (9 million years ago), Anjouan (4 million years ago), Grande Comore (2 million years ago), as well as the Geyser and Zélée banks (32 million years ago) and the volcanic ridges of the Jumelles (4 million years ago). The progression in ages from east to west of these construction phases indicates a chronological sequence of volcanic activity over time. The chronology of Comoros volcanism shows many similarities with the evolution of magmatism in Madagascar and the East African Rift, with two phases of volcanism in the Oligocene and Miocene, coinciding with the deformation phases of the East African Rift and its offshore branches. We suggest that the Comoros archipelago, corresponding to the offshore branch of the East African Rift, could have begun as early as the beginning of the Miocene.

Finally, in the third part, we studied the crustal domain of the Comoros Basin. We show that the crust around the Comoros is of an oceanic nature through the study of reflection and refraction seismic profiles. A mapping of the top of the crust, in time and depth was carried out, showing a difference in depth between the crustal domain to the north and south of the archipelago. By correlating the mapping of fracture zones, the preferred direction of the Comoros archipelago, and the presence of crustal reactivation involving volcanism, we suggest that the opening direction of the Somali Basin and the presence of ancient fracture zones have controlled the formation of the Comoros archipelago.

Keywords: Volcanism, Tectonic, Inheritance, seismic reflection
Table des matières

<table><tr><td>Remerciements</td><td>3</td></tr><tr><td>Résumé</td><td>4</td></tr><tr><td>Abstract</td><td>7</td></tr><tr><td>CHAPITRE I. Introduction</td><td>15</td></tr><tr><td>I. Thématiques générales et enjeux de la thèse</td><td>16</td></tr><tr><td>II. Le contexte géodynamique régional</td><td>19</td></tr><tr><td>A. Évolution géodynamique des bassins de Somalie et des Comores</td><td>20</td></tr><tr><td>B. Le problème de la nature de la croûte dans le bassin des Comores</td><td>23</td></tr><tr><td>C. Marqueurs sédimentaires et volcaniques du bassin de Somalie et du bassin des Comores</td><td>25</td></tr><tr><td>III. Contexte tectonique et cinématique récent régional du bassin de Somalie</td><td>29</td></tr><tr><td>IV. Le volcanisme de l'archipel des Comores et du bassin de Somalie</td><td>32</td></tr><tr><td>A. Le volcanisme des Comores</td><td>32</td></tr><tr><td>B. Le volcanisme régional autour du bassin de Somalie</td><td>35</td></tr><tr><td>V. Les problématiques et la stratégie d'étude de la thèse</td><td>37</td></tr><tr><td>VI. Plan de la thèse</td><td>40</td></tr><tr><td>CHAPITRE II. Traitement des données de sismique réflexion multitrace</td><td>41</td></tr><tr><td>I. Sismique multitrace acquise durant la campagne SISMAORE</td><td>42</td></tr><tr><td>A. Sismique multitrace 48 récepteurs</td><td>42</td></tr><tr><td>1. Acquisition de la sismique multitrace 48 récepteurs</td><td>43</td></tr><tr><td>2. Traitement sismique de la multitrace 48 récepteurs</td><td>44</td></tr><tr><td>B. Sismique multitrace 960 récepteurs</td><td>46</td></tr><tr><td>1. Géométries et paramètres d'acquisition des profils de sismique multitrace 960 traces</td><td>47</td></tr><tr><td>2. Prétraitement sismique</td><td>49</td></tr><tr><td>II. Traitement avancé des profils de sismique réflexion multitrace (960 traces) acquis durant la campagne SISMAORE</td><td>52</td></tr><tr><td>A. Introduction</td><td>52</td></tr><tr><td>B. Construction de la géométrie</td><td>53</td></tr><tr><td>C. Élimination du bruit</td><td>57</td></tr><tr><td>D. Analyses de vitesse</td><td>60</td></tr><tr><td>E. Problématique des multiples</td><td>64</td></tr><tr><td>F. Régularisation des classes d'offset</td><td>69</td></tr><tr><td>G. Filtre fréquence-onde (FK) et filtre bande passante haute fréquence</td><td>72</td></tr></table>
<table><tr><td>H.</td><td>Deconvolution prédictive du signal</td><td>73</td></tr><tr><td>I.</td><td>Distorsion et mutes du signal sismique</td><td>74</td></tr><tr><td>J.</td><td>Sommation des traces (stack)</td><td>74</td></tr><tr><td>K.</td><td>Migration post stack</td><td>75</td></tr><tr><td>III.</td><td>Commentaires de fin de traitement</td><td>76</td></tr><tr><td><b>CHAPITRE III.</b></td><td><b>Le nouveau volcan Fani Maoré et le volcanisme de Mayotte</b></td><td>78</td></tr><tr><td>Introduction</td><td></td><td>79</td></tr><tr><td><b>CHAPITRE IV.</b></td><td><b>Le volcanisme des Comores et le lien avec le rift Est-Africain</b></td><td>96</td></tr><tr><td>Introduction</td><td></td><td>97</td></tr><tr><td><b>CHAPITRE V.</b></td><td><b>Héritage structural et domaine crustal du bassin des Comores</b></td><td>138</td></tr><tr><td>Introduction</td><td></td><td>139</td></tr><tr><td>Supplementary Material</td><td></td><td>173</td></tr><tr><td><b>CHAPITRE VI.</b></td><td><b>Conclusion/Perspectives</b></td><td>189</td></tr><tr><td>I.</td><td>Synthèse des résultats /Conclusion</td><td>190</td></tr><tr><td>A.</td><td>Le volcanisme des Comores</td><td>190</td></tr><tr><td>B.</td><td>Le volcanisme régional du bassin des Comores</td><td>192</td></tr><tr><td>C.</td><td>Domaine crustal, héritage structural et lien avec le volcanisme des Comores</td><td>193</td></tr><tr><td>II.</td><td>Perspectives</td><td>195</td></tr><tr><td>A.</td><td>Chronologie des structures du bassin des Comores</td><td>195</td></tr><tr><td>B.</td><td>Structures sédimentaires et lien avec le volcanisme</td><td>195</td></tr><tr><td>C.</td><td>Structures volcaniques et tectoniques</td><td>195</td></tr><tr><td>D.</td><td>Contraintes géodynamiques et cinématique</td><td>196</td></tr><tr><td><b>CHAPITRE VII.</b></td><td><b>Références</b></td><td>197</td></tr></table>
**Figure 15** : Profils de sismique réflexion 960 traces acquis lors du Leg 2 de SISMAORE. (modifié du rapport de mission de la campagne SISMAORE, Thinon et al, (2021)). 46

**Figure 16** : (A) compresseur Girodin-Sauer 500m3/h ; (B) compresseur Hamworthy 300m3/h (modifié du rapport de mission de la campagne SISMAORE, Thinon et al, (2021)). 47

**Figure 17** : Flûte sismique solide du système SMT (A) Mise à l'eau de la ligne de canons bâbord ; (B) Exemple d'un cluster de canons ; (C) Bouée de queue de flûte, avec GPS, AIS (Automatic Identification System ; permet une localisation de la bouée par d'autres navires), réflecteur radar ; (D) Tourets contenant 3km de flûte chacun ; (E) Poulie ; (F)&(G) Avion sur la flûte solide (modifié du rapport de mission de la campagne SISMAORE, Thinon et al. (2021)). 48

**Figure 18** : (A) Schéma des fronts d'onde du premier signal réfléchi et du multiple du fantôme (ghost) modifié de Dondurur (2018a) ; (B) Représentation des rais du premier signal réfléchie et du fantôme de la source (canon à droite) vers les récepteurs (à gauche). (C) Signal reçu sur le tir 60 lors de l'acquisition du profil MAOR21D01. On note la présence de « notchs » correspondant à une perte d'amplitude du signal dû à l'enregistrement de deux signaux : le 1er signal réfléchi et le fantôme. 50

**Figure 19** : Étapes principales du traitement sismique réalisé sur les profils de la campagne SISMAORE 53

**Figure 20** : Position XY des récepteurs de la flûte (dégradé de couleur de rouge à bleu correspondant aux récepteurs 1 à 960) (acquisition du profil MAOR21D08). On constate que les récepteurs sont déviés par les vagues à certains endroits. 55

**Figure 21** : Position XY (UTM 38°S) des tirés (carré rouge), des récepteurs (ligne bleu) et de la couverture calculée (de 0 à 120) après construction de la géométrie du profil MAOR21D02A. 57

**Figure 22** : Comparaison d'une collection de tir (shot gather) avant (A) et après (B) application du filtre passe-bande et visualisation du bruit supprimé (profil MAOR21D08). 58

**Figure 23** : Carte de bruit (Tir/récepteurs) montrant l'invalidation de traces (ellipses rouges) sur le profil MAOR21D02A. 59

**Figure 24** : Comparaison de collection de tirés (A) avant et (B) après égalisation du gain, et l'amplitude perdu après égalisation (C), du profil MAOR21D08. 59

**Figure 25** : Exemple des différentes interfaces utilisées pour les analyses de vitesse du profil MAOR21D09. Représentation d'un CDP gather (A) sans et avec (B) correction NMO ; (C) Carte de semblance de la vitesse RMS associée au CDP gather présenté ; (D) Modèle de vitesses d'intervalle obtenu pour tout le profil MAOR21D09 ; le pointé de vitesse a été réalisé tous les 200 CDP. 62

**Figure 26** : Modèle de vitesse (A) vitesses RMS et (B) vitesses d'intervalle pour le profil MAOR21D08 (analyse de vitesses tous les 200 CDP). 64

**Figure 27** : Schéma des différents types de multiples en sismique marine (Dondurur, 2018). 65

**Figure 28** : schéma de décomposition d'un multiple relié à une surface (Dondurur, 2018b). 66

**Figure 29** : Comparaison entre des collections de tirés interpolés (A) avant la modélisation du multiple, (B) modèle du multiple, (C) soustraction du multiple sur le profil MAOR21D03. 67

**Figure 30** : Schéma explicatif de la représentation des paramètres DTKEEPE et DTKEEPS dans l'application d'un filtre RADON dans un CDP gather fictif (image CGG, cours M. Delescluse). 68

**Figure 31** : Comparaison entre avant application (à gauche) et après application (à droite) du filtre RADON (traces sommées) sur le profil MAOR21D07B en temps double. On note la différence à 9.5s temps double. 69

**Figure 32** : Visualisation des classes d'offset non régularisées et sans NMO pour le profil MAOR21D07A. 70
<table><tr><td>Figure 33 : Visualisation des classes d'offset (distance source-récepteurs) régularisées pour le profil MAOR21D07A</td><td>71</td></tr></table>

<table><tr><td>Figure 34 : Visualisation du signal sismique en domaine de fréquence avant (à gauche) et après (à droite) application d'un filtre FK.</td><td>72</td></tr></table>

<table><tr><td>Figure 35 : Profil MAOR21D02A sommé avant et après déconvolution ; et les autocorrélogrammes associés dans la partie sédimentaire (cadre vert). On remarque le signal apporté par cette étape (flèches et ellipse). Détermination du paramètre LAR et IQ sur ces autocorrélogrammes.</td><td>73</td></tr></table>

<table><tr><td>Figure 36 : Visualisation avant (à gauche) et après (à droite) la migration des traces sommées pour le profil MAOR21D01.</td><td>75</td></tr></table>

<table><tr><td>Figure 37 : Comparaison (traces sommées et migrées) entre le traitement réalisé (1) durant la campagne d'acquisition SISMAORE et le traitement réalisé à terre (2 au centre) et visualisation de la différence de signal (à droite), pour le profil MAOR21D02A. On constate une meilleure observation des réflecteurs dans le traitement réalisé à terre.</td><td>76</td></tr></table>
# CHAPITRE I. *Introduction*
# I. Thématiques générales et enjeux de la thèse

L'archipel des Comores, dans le canal du Mozambique, a été longtemps considéré comme le résultat d'un volcanisme intraplaque. Dès la naissance de la théorie de la tectonique des plaques, le magmatisme intraplaque a été proposé comme le résultat d'un panache mantellique stationnaire de type Hawaï (Morgan, 1972). Ce panache remonterait depuis dans la zone de transition noyau-manteau, percerait la plaque lithosphérique en mouvement et produirait des chaînes linéaires de volcans éteints. Cependant au fur et à mesure des études, d'autres types de magmatisme non lié aux limites de plaque ont été décrits avec des sources de profondeurs différentes.

Une compilation faisant consensus a recensé trois sources mantelliques à différentes profondeurs (Courtillot et al, 2003) (Figure 1). Les panaches primaires ont pour origine la limite noyau manteau (comme Hawaï, et la Réunion). Les panaches secondaires se formeraient à partir de superdômes localisés à la zone de transition manteau inférieur manteau supérieur. Les panaches tertiaires se formeraient à partir de convection asthénosphérique provoqué par une déformation de la lithosphère.

<figure><img src="image_1.png" /><figcaption>Figure 1 : Schéma regroupant les sources principales du magmatisme intraplaque (Coffin and Eldholm 1994 and Courtillot et al. 2003)</figcaption></figure>

Dans ce cadre, l'origine de l'archipel des Comores (Figure 2), dans le nord du canal du Mozambique, fait l'objet de vifs débats depuis une cinquantaine d'années. L'alignement des îles volcaniques des Comores a longtemps été considérée comme issu d'un panache primaire comme celui responsable de la mise en place de l'alignement des édifices volcaniques de la Réunion, de Maurice, des Maldives etc... Il a donc été interprétée comme étant due à l'impact d'un panache mantellique sous une lithosphère océanique en mouvement (Emerick et Duncan,
1982 ; Hajash et Armstrong, 1972). Or, si signature mantellique enrichie des laves de l'île de Grande Comore (Class et al., 2009), peut être en accord avec un volcanisme de point chaud, en revanche, l'orientation générale E-W de l'archipel des Comores ne correspond pas au mouvement absolu vers le nord de la plaque somalienne et ne corrobore donc pas l'hypothèse d'un point chaud (Morgan et Morgan, 2007). Ce débat sur l'origine de l'archipel des Comores a été relancé récemment par l'apparition d'un nouveau volcan, Fani Maoré à l'Est de Mayotte, l'une des îles de l'archipel des Comores. La naissance de ce nouvel édifice volcanique a également eu pour conséquence un intérêt accru de la communauté scientifique sur la cinématique à l'origine des bassins de Somalie et des Comores et le contexte régional tectonique et volcanique actuel au niveau de l'archipel des Comores, situé entre ces deux bassins.

<figure><img src="image_2.png" /><figcaption>Figure 2 : (A) Image de la bathymétrie de l'île de Mayotte et localisation du nouvel édifice volcanique sous-marin Fani Maoré (de Feuillet et al., 2020) ; (B) Carte de la sismicité régionale du canal du Mozambique (modifié d'après Bertil et al 2021).</figcaption></figure>

Jusqu'il y a peu de temps les catalogues de sismicité montraient la présence de séismes de faible
à moyenne intensité (Bertil et al., 2021) (Figure 2B) répartis selon un axe Est Ouest le long de
l'archipel des Comores. Mais Mayotte connaît depuis 2018 une crise sismique importante
(Lemoine et al., 2020), associée à la naissance d'un nouveau volcan sous-marin (Feuillet et al.,
2021), Fani Maoré, actuellement de 820 m de haut et de 5 km de diamètre, situé à 50 km à l'Est
de ces côtes (Figure 2A). La localisation anormalement profonde (50 km) de la sismicité liée
à la vidange de la chambre magmatique en profondeur (Berthod et al., 2021) a eu pour conséquence un questionnement général sur la remontée du magma et sur un possible contrôle tectonique.

Des publications récentes (Famin et al., 2020; Feuillet et al., 2021; Stamps et al., 2021, 2018) ont utilisées ces catalogues de sismicité et les données géodésiques complétés par des études locales sur les îles des Comores, pour émettre l'hypothèse de la présence d'une limite de plaque immature, plus ou moins diffuse, le long de cet axe Est-Ouest formé par les îles de l'archipel, entre la plaque Somalienne au Nord et une microplaque nommée Lwandle au Sud, impliquant donc un contrôle tectonique en sus des processus magmatiques.

C'est dans ce contexte que le projet COYOTES (COmoros & maYotte : vOlcanism, TEctonics and Seismicity), financé par l'Agence National de la Recherche (ANR) a vu le jour, afin de mieux comprendre les mécanismes à l'origine du volcanisme des Comores et en particulier de celui de Mayotte. Ce projet a un intérêt public à terme, puisque son enjeu est de contraindre l'évaluation des risques sismiques et volcaniques de l'archipel des Comores. Pour cela trois grands groupes de travail ont été formés pour étudier :

- La cinématique et la sismicité actuelle de la zone autour de l'archipel des Comores

- Le volcanisme récent et la tectonique de l'archipel

- Les structures et l'héritage du bassin des Comores dans le cadre géodynamique régional.

Ce travail de thèse a été réalisé dans le cadre du troisième groupe de travail afin de caractériser le contexte géodynamique et géologique régional du nord du canal du Mozambique. Plus précisément, l'objectif de cette thèse est d'apporter de nouvelles contraintes sur l'âge du démarrage du volcanisme dans les Comores, sur la nature de la croûte dans le bassin des Comores, sur un possible contrôle tectonique des structures héritées de l'accrétion océanique sur la localisation du volcanisme et enfin sur la structure du nouveau volcan Fani Maoré.

Dans cette introduction de thèse je présente en premier lieu un bref aperçu des connaissances sur la géologie régionale des bassins de Somalie et des Comores. Je résume d'abord l'évolution cinématique qui a donné naissance à ces bassins et les questions qui se posent quant à la nature de la croûte dans le bassin des Comores. Dans un second temps je fais le point sur le contexte tectonique régional actuel et récent, puis je présente ce que l'on connait du volcanisme de l'archipel.
Pour finir je présente les questions posées avant le démarrage de cette thèse, puis la stratégie choisie pour y répondre.

## II. Le contexte géodynamique régional

Dans cette partie, je présente l'évolution géodynamique et les caractéristiques des domaines crustale et sédimentaire des bassins de Somalie et des Comores.

Le bassin de Somalie est limité au Sud par l'extrémité Nord de Madagascar et l'archipel des Comores et au Nord par la Somalie (Figure 3). Au Sud de l'archipel, le bassin des Comores est délimité à l'Ouest par la grande zone de fracture de Davie (ancienne faille transformante) et à l'Est par Madagascar. Les bassins de Somalie et des Comores ont été créés lors de la fragmentation du supercontinent Gondwana. Ils sont le résultat de la séparation entre la plaque Afrique et la plaque Madagascar (Reeves, 2018; Reeves et al., 2016).

<figure><img src="image_3.png" /></figure>

Figure 3 : Carte générale de la partie sud du bassin de Somalie ; localisation du nouveau volcan sous-marin Fani Maoré, des îles de l'archipel des Comores et du bassin des Comores. Position des bassins de Majunga, et de Morondava et localisation de la ride de Davie (ancienne zone de fracture).
Dans cette thèse, je mentionne divers éléments morphologiques et structures géologiques autour de l'archipel des Comores. Je précise ici leur localisation (Figure 3). A l'Est, les bassins de Kerimbas et Lacerda sont localisés entre le Mozambique et la ride de Davie. Le bassin de Majunga est localisé au Nord de Madagascar. Enfin, bien que ne faisant pas partie stricto sensu du bassin de Somalie mais du bassin du Mozambique, le bassin de Morondava est défini entre la partie Ouest de Madagascar et la zone de fracture de Davie. A l'Est de celle-ci, on retrouve le continent africain avec à terre des grands bassins extensifs, faisant partie des différentes branches du rift Est africain.

# A. Évolution géodynamique des bassins de Somalie et des Comores

L'identification des anomalies magnétiques océaniques, dues aux inversions de polarité du champ magnétique terrestre, a permis de retracer une partie de la cinématique du bassin de Somalie. Les profils magnétiques, acquis durant de nombreuses campagnes, permettent d'identifier l'âge de la croûte océanique dans le bassin de Somalie grâce aux modèles d'inversions du champ magnétique terrestre.

Davis et al. (2016), Cochran (1988), Rabinowitz et al., (1983) ont identifié les anomalies magnétiques sur des profils magnétiques acquis dans le bassin de Somalie depuis l'axe de la dorsale fossile jusqu'au nord de Mayotte (Figure 4 A & B). Cependant la date exacte de l'ouverture du bassin reste mal connue pour 2 raisons principales :

(1) Peu de profils magnétiques existent au Sud de l'archipel des Comores et au niveau de la marge malgache. L'âge de la première croûte lors de l'ouverture du bassin est donc peu contraint par manque de données.

(2) La présence de la période magnétique calme du Jurassique (« Jurassic quiet zone » avec les anomalies magnétiques de M26 à M44 (Gradstein, 2012)), pendant laquelle il y a eu une diminution du signal magnétique terrestre. Cela entraîne une identification des anomalies magnétiques difficile et ne permet pas l'obtention d'une datation précise de la première croûte océanique dans les bassins de Somalie et des Comores (Figure 4A).
<figure><img src="image_4.png" /></figure>

Figure 4 : (A) Carte de localisation des profils de magnétisme présents dans le bassin de Somalie (modifiée de Coffin et al., 1986) ; (B) Compilation des profils d'anomalie magnétique dans la zone de l'archipel des Comores ; la plus ancienne anomalie du bassin de Somalie (Nord de l'archipel des Comores) est datée à M24Bn (152 Ma), (modifiée de Davis et al., 2016).

Rabinowitz et al. (1983) ont identifié l'anomalie magnétique M25 (153 Ma) dans le bassin de Somalie et des Comores. Cependant, cet âge n'a pas été repris par la plupart des auteurs e.g. (Cochran, 1988; Davis et al., 2016) pour qui l'isochrone fiable la plus ancienne du bassin de Somalie est l'anomalie magnétique M24n (152,43 Ma). Ces auteurs n'ont pas identifié d'anomalie magnétique océanique dans le bassin des Comores.

La fin de l'accrétion océanique a également fait l'objet d'une controverse. Elle a été estimée dans un premier temps par Rabinowitz et al. (1983) puis Eagles and König (2008) à M10n. Cependant, cette datation a été remise en cause car elle ne prend pas en compte l'asymétrie des anomalies magnétiques de part et d'autre de la dorsale lors de la construction du modèle utilisé par ces auteurs, ce qui conduirait à une datation erronée (Davis et al, 2016). Un âge consensus a été estimé par différents auteurs (Cochran, 1988; Davis et al., 2016; Segoufin et Patriat, 1980) à l'anomalie M0r, soit une fin de l'activité de la dorsale océanique à 120 Ma (Aptien, Crétacé inférieur) (Figure 4).
La direction de l'accrétion océanique de bassin de Somalie est d'abord NNOSSE (Gaina et al., 2013; Reeves et al., 2016), puis N-S (à partir de 135 Ma) (Davis et al., 2016), le long d'une grande faille transformante, la zone de fracture de Davie (Figure 5). Durant ce changement de direction, la dorsale océanique s'est segmentée et la croûte océanique ainsi que les failles transformantes préexistantes du bassin (Walu ridge et Davie ridge) ont été déformées dans un contexte transpressif (Roche et Ringenbach, 2021 ; Sauter et al, 2018).

<figure><img src="image_5.png" /></figure>

Figure 5 : Reconstruction de la cinématique de la fragmentation de Gondwana avec les plaques Afrique, Inde, Madagascar et Antarctique et construction du bassin de Somalie et du bassin du Mozambique. Ouverture du bassin de Somalie (160-135 Ma) en NNO-SSE (A) et (B) ; Changement de la direction d'extension du bassin en ~N-S vers 135 Ma (B) jusqu'à la fin de l'activité de la dorsale océanique (C) à 120 Ma (Reeves, 2018).

Suite à cette réactivation, le bassin a poursuivi son extension jusqu'à la fin de l'activité de la dorsale vers 120 Ma. Une deuxième phase d'inversion a été identifiée au niveau de la ride de Davie, pouvant être en lien avec la collision de l'Inde et de l'Eurasie vers 55 Ma (Seton et al., 2012). Enfin, une troisième phase de réactivation tectonique s'est effectuée lors de la subsidence du bassin de Kerimbas au Miocène et au Pliocène (Franke et al., 2015; Roche and Ringenbach, 2022), avec la présence de volcanisme le long de la ride de Davie.
## B. Le problème de la nature de la croûte dans le bassin des Comores

Si la présence d'anomalies magnétiques océaniques dans le bassin de Somalie laisse peu de doute sur la nature de la croûte au Nord de l'archipel des Comores, il n'en est pas de même au sud, dans le bassin des Comores. Coffin et al. (1986) avait suggéré, d'après quelques profils magnétiques au large de Madagascar, que la signature de la croûte y semblait océanique. Cependant, il n'y pas eu d'identification certaine de ces anomalies magnétiques (Davis et al., 2016).

Au sud des Comores, Coffin et al. (1986) ont également rapporté les résultats de l'analyse de quelques bouées acoustiques (sonobuoy) permettant une analyse de la vitesse des ondes sismiques dans le sous-sol en un point. Sans être aussi fiable que des sismomètres de fond de mer (OBS Ocean Bottom Seismometer), ces résultats indiquent tout de même une vitesse typique d'une croûte océanique. Roche et Ringenbach, (2022) ont également montré qu'il existait de la croûte océanique, grâce à un profil de sismique réflexion, à l'Est de la ride de Davie jusqu'au Sud de l'île de Mohéli. Quelques profils de sismique réflexion acquis par l'industrie pétrolière existent entre l'archipel des Comores et la marge malgache. Cependant, aucune publication n'a clairement montré la nature et la structure de la croûte dans le bassin des Comores, particulièrement entre l'archipel et Madagascar. La transition Océan-Continent de la marge sud du bassin de Somalie n'a pas non plus été étudiée en détail. C'est pourquoi les reconstructions cinématiques de Madagascar et de la Somalie, et en particulier celles proposant un fit initial des plaques, ne font pas consensus (Thompson et al., 2019).

De même que pour le bassin des Comores, la nature de la croûte sous l'archipel des Comores est toujours très débattue. En effet, un massif de quartzite y a été découvert au sud d'Anjouan (Nougier et al., 1986). S'il existe des xénolites de quartzite dans toutes les îles de l'archipel, la présence de massifs de quartzites n'est avérée que sur Anjouan. La signification géodynamique de la présence de ces massifs de quartzite n'est pas claire. Ces sédiments continentaux pourraient avoir été déposés dans le bassin par l'érosion de grandes provinces magmatiques créées lors de l'événement magmatique régional « Karoo » (183-165 Ma)(Duncan et al., 1997; Moulin et al., 2017). Ces sédiments auraient ensuite été remaniés par l'évènement volcanique
qui a conduit à l'édification de l'île d'Anjouan (Michon, 2016). Dans cette hypothèse, la partie
crustale sous l'archipel serait, soit d'origine océanique mais plus vieille que ce qui a été proposé
jusqu'ici, soit d'origine continentale. Dans ce dernier cas, la transition continent-océan devrait
alors être localisée bien plus au Nord que ce qui a été proposé dans les reconstructions
cinématiques. Il a aussi été proposé qu'un ou plusieurs blocs sous l'archipel des Comores,
pourraient correspondre à une croûte continentale étirée provenant de la marge, soit somalienne
soit malgache (Montaggioni and Nougier, 1981). Ces blocs se seraient détachés (Roach et al.,
2018) (Figure 6) lors de l'ouverture du bassin de Somalie, et auraient dérivé vers le Sud du
bassin grâce au jeu de failles transformantes (Reeves, 2018). Cependant, aucune des laves
analysées provenant de l'archipel des Comores n'a révélé une contamination de croûte
continentale.

<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Figure 6 : Illustration de la cinématique du bassin de Somalie dans l'hypothèse d'un bloc de croûte continentale sous l'archipel des Comores (Modifié de Roach et al, 2017).</figcaption></figure>

Récemment, Dofal et al (2021), en se basant sur une analyse des fonctions récepteur, ont apporté
la preuve d'une présence de deux interfaces pouvant correspondre au Moho, à 19 et 27 km de
profondeur, sous l'île de Mayotte, qui pourraient montrer une croûte amincie, à affinité
continentale (80% de silice), et un sous-placage magmatique. Dans une publication plus
récente, Dofal et al. (2022), ont à nouveau analysé les fonctions récepteur mais cette fois en la
complétant avec l'analyse des ondes de Raleigh au niveau de Mayotte, mais n'ont pu
discriminer la nature exacte de la croûte, océanique ou continentale. La présence d'une croûte
continentale sous l'archipel des Comores est donc encore très débattue et n'est pas démontrée.
C. Marqueurs sédimentaires et volcaniques du bassin de
Somalie et du bassin des Comores

Le bassin de Somalie présente une histoire sédimentaire complexe. Cependant, de nombreux marqueurs sédimentaires existent dans le domaine marin permettant une meilleure compréhension de la chronologie des événements sédimentaires, tectoniques et volcaniques du bassin des Comores.

De nombreux forages ont été réalisés dans le bassin de Majunga, le bassin de Morondava et dans d'autres bassins à l'Ouest de la zone de fracture la Davie (bassin du Mozambique), par Total Énergies (Figure 8). Les données de puits publiées dans la thèse de doctorat d'Antoine Delauney (thèse Géosciences Rennes, en partenariat avec Total Energies) ont permis de caractériser les sédiments présents dans le bassin de Morondava (Figures 8 & 9) avec une datation de la colonne sédimentaire, provenant des données de trois puits de forage. Dans la suite de cette thèse, nous utiliserons ce modèle d'âge bien contraint dans le bassin de Morondava pour l'étendre plus au Nord, grâce à des données de sismique réflexion. Malheureusement ces données ne sont pas présentables car confidentielles.

Dans le bassin des Comores, seulement deux puits de forage académiques ont été réalisés. Les puits DSDP242 (Deep Sea Drilling Project) (Simpson et al., 1974) et IODP 1476A (International Ocean Discovery Program) (Hall et al., 2017) sont situés à 50 m de distance l'un de l'autre et localisés sur le flanc ouest de la ride de Davie, à la limite Ouest du bassin des Comores (Figure 7). Ils ont permis d'obtenir des informations sur la colonne sédimentaire jusqu'à 676 m et 224 m de profondeur. Ils apportent un modèle d'âge avec plusieurs marqueurs stratigraphiques dans le bassin des Comores, basé sur la datation de nannofossiles calcaires présents dans les sédiments forés.

Dans la suite, je vais présenter ces marqueurs stratigraphiques que nous utiliserons dans ce travail.
<figure><img src="image_7.png" /></figure>

Figure 7 : Carte de localisation des puits de forages dans le bassin des Comores (IODP 1476A et DSDP242), et dans le bassin de Morondava (puits de forages Total Energies ; données brutes confidentielles). Les lignes blanches correspondent à la localisation des profils de sismique réflexion acquis par le service géologique allemand BGR (Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe). La ligne rouge correspond à la localisation du profil de sismique réflexion, montré en Figure 8.

<figure><img src="image_8.png" /></figure>

Figure 8 : Interprétation d'un profil de sismique réflexion situé dans le bassin de Morondava apportant un modèle d'âge réalisé à partir de données de puits de forage (Delaunay, 2018).
Sept marqueurs stratigraphiques majeurs ont pu être identifiés dans le bassin des Comores par différentes études.

* Le toit du Pliocène (2,58 Ma) a été identifié grâce aux puits de forage IODP 1476A et DSDP242 (Hall et al., 2017).

* Le toit du Miocène (5,333Ma) a été identifié par les forages IODP1476A et DSDP 242. Ce marqueur a été étendu le long d'un jeu de sismique réflexion du service géologique allemand (BGR: Bundesanstalt fur Geowissenschaften) (Franke et al., 2015) existant au niveau de la ride de Davie (Figure 7).

* Le toit de l'Oligocène (23,03 Ma) a été identifié au niveau du puit DSD242.

* Le toit de l'Eocène (35 Ma) a été identifié par le puits DSDP242.

* La limite Crétacé/ Paléogène est caractérisée dans tout le bassin des Comores et dans le bassin de Kerimbas comme étant une transgression marine, impliquant une surface d'érosion sédimentaire, identifiée par Franke et al. (2015). De même, elle a été observée dans le bassin du Mozambique par Mahanjane, (2014) avec les mêmes caractéristiques. Au niveau de la marge malgache, cette surface d'érosion a également été identifiée par Leroux et al. (2020).

* Le volcanisme turonien : au vu de l'importance du volcanisme turonien (93-89 Ma), de nombreux auteurs (Franke et al., 2015; Leroux et al., 2020) ont identifié ce volcanisme sur les profils de sismique réflexion de la zone. En effet, ce volcanisme possède un signal caractéristique avec un faciès sismique particulier dans les profils de sismique réflexion. Cet évènement a également été caractérisé dans le puit de forage Vaucluse, (Voir Figure 6 Chapitre IV) (Delauney, 2018) dans le bassin de Morondava.

* La discordance sédimentaire aptienne (120 Ma), liée à une transgression a été identifiée par Roche and Ringenbach (2022), à l'Ouest de la Ride de Davie, à partir du puit de forage Cachalote-1, localisé à l'Ouest de la Davie dans le bassin de Kerimbas.
<figure><img src="image_9.png" /></figure>

Figure 9 : Chronologie des évènements tectoniques et volcaniques régional du bassin de Somalie.

Comparaison des stratigraphies sismiques proposés dans le bassin des Comores (partie droite de l'image) par (Franke et al., 2015; Leroux et al., 2020; Mougenot et al., 1986) (Figure provenant de Leroux et al., 2020)

Plusieurs propositions de stratigraphie sismique ont été réalisées (Mougenot et al., 1986; Franke et al., 2015; Leroux et al., 2020) (Figure 9) pour le bassin des Comores se basant sur des données de puits provenant de la marge du Mozambique ou bien de la marge malgache.

L'absence de profils publiés de sismique réflexion entre la marge malgache et la ride de Davie a pour conséquence l'absence d'une stratigraphie sismique uniforme du bassin des Comores. Les deux modèles stratigraphiques, celui de la marge malgache et celui de la zone de fracture de Davie, n'ont jamais été confrontés. De plus, les données de puits accessibles (IODP/DSDP) sont situées uniquement sur les flancs de la zone de fracture de Davie où les épaisseurs sédimentaires sont certainement différentes de celles dans le centre du bassin des Comores.

Après avoir exposé l'histoire crustale et sédimentaire connue du bassin de Somalie, je m'attache dans la suite à définir le contexte tectonique et cinématique récent du bassin de Somalie.
### III. Contexte tectonique et cinématique récent régional du bassin de Somalie

Le contexte cinématique actuel des bassins de Somalie et des Comores est particulier. La localisation de la sismicité le long des branches du rift Est Africain et les données GPS (Global Positionning System) ont permis de suggérer la présence de 3 microplaques, Victoria, Rovuma et Lwandle (incluant Madagascar) en plus des plaques Nubienne et Somalienne (Figure 10). Les données géodésiques obtenues depuis la mise en place de stations GPS à Madagascar ont permis de montrer le déplacement relatif actuel de Madagascar par rapport au continent africain. Stamps et al. (2021, 2018) ont constaté un déplacement relatif de la plaque tectonique Somalienne vers l'Est alors que Madagascar possède un déplacement relatif vers le Sud-Est (Figure 10).

<figure><img src="image_10.png" /></figure>

Figure 10 : (A) Mouvement relatifs des plaques Somalienne (SO) Nubienne et des trois microplaques Lwandle (LW) Rovuma (RO) et Victoria (VI) par rapport à la plaque Nubie (NU). On constate la différence de direction relatif entre la plaque Somalienne et la plaque Lwandle, impliquant la présence d'une zone de déformation diffuse (hachures noires) (Stamps et al, 2021). (B) Directions préférentielles des structures volcaniques et tectoniques identifiées le long de l'archipel des Comores et interprétation d'une zone de cisaillement dextre définissant la limite de plaque entre la plaque Somalienne et la plaque Lwandle (Thinon et al, 2022)
Stamps et al. (2021) ont donc suggéré, selon leur modèle géodésique et avec les catalogues de sismicité de la région (Lemoine et al 2020), l'existence d'une grande zone de déformation diffuse, entre la plaque Somalienne et la microplaque Lwandle (Figure 10). Or, si les limites des microplaques Rovuma et Victoria ont été définies par la sismicité le long du rift est africain (Figure 11), avec des directions d'extension connues, en revanche, les limites de la plaque Lwandle sont relativement mal contraintes, car peu de stations GPS et de stations sismiques existent à Madagascar (surtout dans la partie Est).

<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>Figure 11 : (A) Localisation des différentes branches du Rift Est-Africain (East African Rift System : EARS) (Michon et al., 2022) ; (B) Localisation de la sismicité et du volcanisme (Miocène jusqu'à l'actuel) dans le bassin des Comores, à Madagascar et dans une partie du Rift Est Africain (modifié de Michon, 2016).</figcaption></figure>

Ce modèle de déformation diffuse se heurte à la localisation de la sismicité le long de l'archipel des Comores. C'est pourquoi, suite à la découverte du nouvel édifice volcanique Fani Maoré à la fin d'une chaine volcanique à l'Est de Mayotte (EMVC East Mayotte Volcanic Chain) et sur la base des mécanismes au foyer des séismes les plus importants, et l'orientation des structures volcaniques de l'archipel, Famin et al. (2020) puis Feuillet et al. (2021) et Thinon et al. (2022) ont proposé un autre modèle. Ces auteurs ont suggéré la présence d'une zone de transfert
caractérisée par des zones d'extension en échelon le long de l'archipel des Comores (Figure 10).

Plus précisément, l'étude des paléo-contraintes et des mécanismes au foyer sur les îles de l'archipel des Comores a révélé une orientation préférentielle N160°E de structures tectoniques et volcaniques (Famin et al., 2020). En outre, l'étude des orientations préférentielles de constructions des îles de l'archipel ainsi que des cônes volcaniques sous-marin déterminé par Famin et al. (2020) ont suggéré la présence d'une zone de déformation décrochante dextre le long de l'archipel. Cette zone de déformation est associée à la présence de zones de cisaillements secondaires (Riedels). Elle pourrait correspondre à une limite de plaque immature entre la plaque Somalienne au Nord et Lwandle au Sud reliant le system du rift Est africain et le system du graben Est-Malgache (le graben d'Aloatra-Ankay).

La découverte récente de provinces volcaniques au Nord de l'archipel a permis à Thinon et al., (2022) d'élargir la zone de déformation vers le Nord alors qu'aucune déformation a été observée au sud de l'archipel. La présence d'un corridor le long de l'archipel, où la déformation volcano-tectonique serait localisée, a ainsi été confirmée (Figure 11). Michon et al. (2022) propose que cette zone de déformation localisée serait la branche Sud-Est du rift Est africain, incluant ainsi le volcanisme récent des Comores dans un système volcano-tectonique plus large. Cependant, il reste à comprendre comment le volcanisme de l'archipel des Comores, dont l'âge et l'origine sont encore mal connus, s'inscrit dans cette structure.
# IV. Le volcanisme de l'archipel des Comores et du bassin de Somalie

Dans cette partie je présente quelques caractéristiques du volcanisme régional et plus précisément celui de l'archipel des Comores ainsi que les implications possibles dans les hypothèses récentes liées aux déformations observées dans le bassin des Comores.

## A. Le volcanisme des Comores

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Figure 12 : Carte de localisation des îles volcaniques de l'archipel des Comores et rides apparentes en bathymétrie. Localisation de la ride volcanique Est-Mayotte (East-Mayotte Volcanic Chain) et du nouvel édifice volcanique Fani Maoré.</figcaption></figure>

L'archipel des Comores fait partie de l'histoire récente du bassin. En effet, il est composé de quatre îles d'origine volcanique (de l'ouest vers l'est) : Grande Comore, Anjouan, Mohéli et Mayotte et de plusieurs édifices volcaniques sous-marins majeurs : des rides volcaniques reliant les différentes îles (Figure 12), les rides volcaniques des Jumelles et les bancs de Geyser et
Zélée. L'activité volcanique de l'archipel est très récente avec la dernière éruption du volcan du Karthala en 2007 (Figure 12) mais surtout avec la naissance d'un nouvel édifice sous-marin à 50 km à l'Est de Mayotte en 2018, associée à une crise sismique (Lemoine et al., 2020; Feuillet et al., 2021) (Figure 2A).

En plus du volcanisme actif sur Grande Comores et au large de Mayotte, les datations des laves sur les îles d'Anjouan, Mayotte et Mohéli montrent une activité récente Holocène. Les âges du volcanisme le plus ancien pour les différentes îles sont 130 000 ans, 3,9Ma, 3-4 Ma, 10,6 Ma pour respectivement Grande Comore, Anjouan, Mohéli et Mayotte (Michon et al. 2022; Michon, 2016; Nougier et al., 1986) (Figure 13). Sur l'île de Mohéli, deux étapes de construction ont été identifiées et datées de 3,8-3 Ma et de 2 Ma jusqu'à l'Holocène (Rusquet et al., 2023). L'ensemble des échantillons datés à terre ne reflète que la partie la plus récente de l'histoire de l'activité volcanique de ces îles. L'âge du démarrage du volcanisme est sans doute plus vieux que les âges des échantillons à terre. En estimant le volume de chaque édifice volcanique combiné avec des taux estimés de production de magma, Michon (2016) a proposé que l'activité magmatique a commencé en premier sur Mayotte vers 20 Ma. Cependant ce calcul repose sur des hypothèses fortes et aucune autre contrainte sur l'âge du début du volcanisme n'a été apportée jusqu'à maintenant. L'âge des premières phases volcaniques de l'édification de ces îles reste donc encore très mal contraint.
<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Figure 13 : Compilation de la localisation et des datations du volcanisme du bassin des Comores (Roche et Rinngenbach, 2021 ; Michon et al, 2022, Thinon et al 2022)</figcaption></figure>

Comme je l'ai indiqué plus haut l'origine du volcanisme dans l'archipel des Comores est débattue. Pendant longtemps, l'archipel des Comores était présenté comme le résultat d'un point chaud (Emerick and Duncan, 1982). Cette hypothèse pouvait être étayée par la signature de manteau enrichi des laves de l'île de Grande Comore (Class et al., 2009, 1998). Mais les datations des laves sur les îles de l'archipel montrent toutes une activité récente (Holocène) (Quidelleur et al., 2022 ; Rusquet et al., 2023) et non pas une progression en âge le long de l'archipel. Elles invalident donc un modèle de point chaud type Hawaii dans lequel on aurait une source géostationnaire avec le volcanisme le plus récent au bout de l'alignement de volcans. De plus, la direction absolue NNO de la plaque Somalienne, obtenue sur les modèles de mouvement des plaques, n'est pas compatible avec l'alignement E-O de l'archipel des Comores (Famin et al., 2020).

Étant donné la signature isotopique manteau enrichi (EM) de Grande Comore (Class et al., 2009), il est probable qu'une anomalie thermique liée à un panache mantellique affaiblisse la lithosphère sous cette île. Cependant, les autres îles sont principalement influencées par un
mélange de manteau appauvri (DMM : Depleted MORB Mantle) et de HIMU (High µ, où µ = 238U/204Pb), indiquant ainsi une variété de sources de fusion lithosphérique (Famin et al., 2020). La déformation pourrait jouer un rôle de rétroaction, en affaiblissant la lithosphère en dehors de la tête du panache mantellique, permettant ainsi la montée de magma associé à l'anomalie thermique (DMM et HIMU) mais non connecté à la source de manteau enrichi (Famin et al., 2020). Ce scénario permet au volcanisme DMM-HIMU de se produire simultanément avec le volcanisme EM le long de la zone de déformation localisée. et implique à la fois une déformation lithosphérique et la présence d'un panache mantellique.

Le volcanisme de l'archipel des Comores est contemporain de l'ouverture du bassin de Rungwe (Figure 11B) (Rift Est Africain) et conforte la présence d'une déformation lithosphérique (Michon, 2016) en lien avec le rift Est africain (Michon et al., 2022). De nombreux auteurs ont également proposé une influence de l'héritage structural sur la mise en la place du volcanisme de l'archipel des Comores. Nougier et al. (1986) ont proposé que le volcanisme de l'archipel des Comores était lié à la réactivation crustale des anciennes zones de fractures établies lors de la formation du bassin de Somalie. Phetean et al. (2017) ont défini la localisation des zones de fractures due à la cinématique du bassin de Somalie. Thinon et al. (2022) ont repris ces résultats et ont remarqué que de nombreuses orientations de structures volcaniques présentes le long de l'archipel avaient la même orientation que les zones de fractures définies par Phetean et al (2017), suggérant une influence de l'héritage structural sur formation de l'archipel. Finalement, l'origine de ce volcanisme pourrait être un mélange entre un processus tectonique lithosphérique actif associé à la présence locale d'un panache (Michon et al., 2022).

## B. Le volcanisme régional autour du bassin de Somalie

A Madagascar, des séries de couches volcaniques ont été identifiées et datées (Bardintzeff et al., 2010) montrant deux périodes distinctes du volcanisme. La première période correspond à un volcanisme de type « trapp LIP » (Large Igneous Province) impliquant un panache mantellique, au Crétacé (volcanisme turonien : 93-89 Ma). Elle est synchrone de l'épisode tectonique de séparation entre l'Inde et Madagascar. Cet important épisode volcanique a d'abord été interprété comme résultant de l'activité du point chaud de Marion (Storey et al., 1995; Torsvik et al., 2000). Cependant, les basaltes crétacés échantillonnés sur Madagascar ne présentent pas la même signature géochimique que ceux prélevés sur l'île de Marion (Bardintzeff et al., 2010).
Un deuxième épisode de volcanisme au Néogène, principalement au Nord et au centre de Madagascar a été identifié. Les datations de cette phase de volcanisme montrent des âges variables et étendus. Le plus ancien échantillon serait de 28 Ma, avec deux phases de volcanisme (Figure 13). Du volcanisme Oligocène/début Miocène a été retrouvé au Nord de Madagascar (à Nosy Bé, la Montagne d'Ambre) avec des âges de 24-20 Ma (cortège intrusif d'Ampasindava, Nord Madagascar) (Bardintzeff et al., 2010). Une autre phase de volcanisme montre des âges beaucoup plus récents, du milieu du Miocène au Pléistocène (800 ka à Nosy Bé) (Bardintzeff et al., 2010; Delaunay, 2018; Michon et al., 2022). Cette phase de volcanisme Néogène, expliquée par l'activité d'un panache mantellique, correspondrait selon Michon et al. (2022), à la partie Est de la branche du rift est-africain.

D'autres petites structures ont été découvertes dans le bassin des Comores, plus proches des îles de l'archipel. Les rides d'origine volcaniques des Jumelles ont été identifiées grâce à la bathymétrie. Cependant, les âges et l'origine de ces structures restes inconnus. L'âge et l'origine de l'édification de la base volcanique des bancs calcaires de Zélée et Geyser, situés à 110km au Nord-Est de Mayotte, demeurent également mal contraintes mais l'âge du volcanisme est estimé selon Leroux et al. (2020), à la transition crétacée/ paléogène (66 Ma).

Selon Leroux et al. (2020), l'âge de début de construction des îles volcaniques des Glorieuses, situées au Nord des bancs de Zélée et Geyser, date de la transition cénomanien/turonien et serait lié à l'évènement volcanique régional Turonien (93-89 Ma).
# V. Les problématiques et la stratégie d'étude de la thèse

La présentation du contexte géologique et géodynamique des bassins de Somalie et des Comores montre qu'il reste de nombreuses questions sans réponse. Nous avons retenu les suivantes qui nous paraissent parmi les plus importantes :

1. Comment s'est formé ce nouvel édifice volcanique ? Pourquoi a-t-il cette localisation ?
Quelles sont les structures sous le nouveau volcan ?

2. Quelle est l'origine et l'âge du volcanisme des Comores ? Quelle est l'histoire de mise en place de l'archipel ?

3. Quelle est la structure du bassin des Comores ? Quelle est son histoire tectonique et volcanique ?

4. Existe-t-il un lien entre la mise en place de l'archipel des Comores, les déformations récentes et le Rift Est-Africain ?

5. Quelle est la nature de la croûte dans le bassin et sous les Comores ? Quelles sont les structures crustales présentes dans le bassin et où sont-elles localisées ?

6. Quelles est la part de l'héritage structural du bassin sur la mise en place du volcanisme des Comores ?

7. Existe-t-il un lien entre cet héritage et la présence des déformations récentes et du volcanisme actuel ?

Le but de cette thèse est bien entendu d'apporter des éléments de réponse à ces questions. Il s'agit de caractériser la structure du bassin des Comores, très mal contraint jusqu'à maintenant, et de replacer l'activité tectonique et volcanique actuelle dans le contexte de cinématique du bassin. De ce fait, cette thèse suit deux axes importants : (1) préciser l'histoire volcanique du bassin et de l'archipel des Comores, d'abord à l'échelle locale puis régionale ; (2) contraindre la nature du bassin des Comores en caractérisant ses structures crustales et en étudiant l'influence de l'héritage structural du bassin sur la déformation et le volcanisme, ancien ou récent.

Pour répondre aux questions posées, j'ai utilisé principalement des données de sismique réflexion acquises pendant plusieurs campagnes océanographiques afin de caractériser, dater et discuter les structures tectoniques et volcaniques existantes dans le bassin des Comores et autour de l'archipel.
Au début de cette thèse, il n'existait que des profils de sismique réflexion régionaux dans le bassin des Comores acquis par des sociétés de service géophysique (ION, TGS) pour des groupes pétroliers divers. Ces données sont confidentielles et leur accès reste restreint mais nous avons eu la chance de pouvoir en utiliser certaines. J'ai également eu accès aux profils de sismique réflexion du Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR) sur le flanc est de la ride de Davie et donc sur la bordure ouest du bassin des Comores. A la suite de la découverte du nouvel édifice volcanique Fani Maore, les campagnes MAYOBS ont été axées principalement sur la surveillance du volcan dans la cadre du REVOSIMA (réseau de surveillance volcanologique et sismologique de Mayotte). Le bassin des Comores, comme l'archipel des Comores, restait donc vierge de données de sismique réflexion académique de bonne qualité. Afin de palier ce manque de données, le projet de l'ANR COYOTES et la Flotte Océanographique Française a permis la réalisation d'une campagne océanographique, la campagne SISMAORE (SISmologie et géodynamique de MAORE) à laquelle j'ai pu participer entre Décembre 2020 et Février 2021 (56 jours de mer). Cette campagne a permis de faire l'acquisition de nouvelles données de plusieurs types (carottage, dragages d'échantillon, profils de sismique réflexion, magnétisme, gravitmétrie, sondeur de sédiments, bathymétrie) dans le domaine maritime autour des îles de l'archipel des Comores.

J'ai traité et d'interprété 110 profils de sismique réflexion multitrace, provenant de la campagne SISMAORE. La présentation du traitement des profils de sismique réflexion fait l'objet du chapitre suivant de cette thèse. Leur interprétation a été conduite afin : 1) d'identifier, en relation avec les autres données géophysiques existantes, les structures volcaniques présentes dans le bassin des Comores ; 2) les cartographier, afin de connaitre leur localisation ; 3) les dater grâce à la construction d'une stratigraphie sismique du bassin cohérente entre la marge malgache et la ride de Davie (celle-ci sera basée sur d'anciennes études, des données de puit de forage et des interprétations entrecroisées de différents jeux de données de profils de sismique réflexion) ; 4) remplacer ces structures dans un contexte volcanique et tectonique régional à l'échelle du bassin de Somalie en comparant les âges des évènement tectoniques et volcaniques régionaux avec les structures découvertes.

Dans un second temps, l'interprétation des profils de sismique réflexion grande profondeur vont permettre d'identifier : 1) la nature, la structure et l'épaisseur de la croûte, dans le bassin des Comores afin de répondre aux questions liées à la dynamique d'ouverture du bassin de Somalie ;
2) localiser les grandes zones de fractures (localisation des anciennes failles transformantes)
afin de cerner l'influence de l'héritage structural du bassin sur la mise en place de l'archipel des Comores et des structures volcaniques récentes.

Les résultats de cette interprétation des profils de sismique réflexion sont présentés sous la forme de trois articles constituant trois chapitres de cette thèse :

Le premier article est intitulé “The East-Mayotte new volcano in the Comoros Archipelago: structure and timing of magmatic phases inferred from seismic reflection data” et a été publié aux Comptes Rendus. Géoscience en 2022 (Vol. 354 Issue S2 Pages 1-15).

Le deuxième article est intitulé “Volcanism in the Comoros Archipelago, Madagascar and the East African Rift: what is the link?” et a été soumis à Solid Earth de l'EGU.

Le troisième est intitulé “Intra-oceanic emplacement of the Comoros Archipelago through inherited fracture zones” et a été soumis à Tectonophysics

Enfin un chapitre de conclusions et de perspectives clôt ce manuscrit de thèse
# VI. Plan de la thèse

Les résultats de cette thèse ont permis la production de 3 articles scientifiques, l'un publié, l'autre soumis et le dernier en préparation. Ce manuscrit de thèse sera composé de 6 chapitres incluant l'introduction et une discussion/conclusion. Les chapitres vont s'organiser comme suit :

## Chapitre II :

Chapitre de méthodologie axé sur le principe d'acquisition et le traitement des profils de sismique réflexion acquis durant la campagne SISMAORE, permettant une visualisation géophysique de structures sédimentaires, tectoniques et volcaniques présentes autour de l'archipel des Comores et dans le bassin des Comores.

## Chapitre III :

Publication dans un numéro spécial sur l'île volcanique de Mayotte et de l'archipel des Comores (Compte-rendu Géoscience) intitulée :

*The East-Mayotte new volcano in the Comoros Archipelago: Structure and timing of magmatic phases inferred from seismic reflection data.* Masquelet et al. (2022)

## Chapitre IV :

Publication (en préparation) à Solid Earth intitulée :

*The Volcanism at the Comoros Archipelago, Madagascar and the East African Rift System: what is the link?*

## Chapitre V :

Publication (soumise) à Tectonophysics intitulée :

*Intra-oceanic emplacement of the Comoros Archipelago through inherited fractures zones*

## Chapitre VI :

Chapitre constitué d'une synthèse/conclusions des résultats de cette thèse et les perspectives d'axes de recherche dans le bassin des Comores.
CHAPITRE II. Traitement des données de
sismique réflexion multitrace
# I. Sismique multitrace acquise durant la campagne SISMAORE

La campagne SISMAORE a permis d'acquérir des données géophysiques autour de l'archipel des Comores afin d'imager les structures sédimentaires (peu profondes) et les structures crustales (profondes). De ce fait, deux types de levé de profils de sismique réflexion ont été acquis :

* La sismique réflexion 48 traces dite « sismique rapide » ou « SISRAP ». L'acquisition du signal se basant sur une source peu puissante, cette méthode d'acquisition permet d'imager des structures sédimentaires superficielles jusqu'à des profondeurs moyennes (de 0 à -6km) avec une résolution verticale de 25 m. Le tracé des profils a été dirigé afin de caractériser le domaine sédimentaire principalement autour de l'archipel. Durant la campagne, la découverte d'édifices volcaniques et de structures tectoniques en surface au Nord de l'archipel a focalisé l'acquisition des profils de sismique réflexion dans cette zone.

* La sismique réflexion multitrace 960 traces permet d'imager jusqu'à de grandes profondeurs (de 0-17km) avec une résolution verticale de 50m. Cette méthode d'acquisition nécessite une source de plus grand volume et sa mise en place est plus coûteuse. L'acquisition de ces profils autour de Mayotte avait pour but d'imager le domaine sédimentaire mais surtout le domaine crustal que ce soit sous les îles mais également dans le bassin des Comores. Étant donné le peu de profils antérieurs existant acquis au centre du bassin, l'acquisition de profils de 960 traces durant la campagne SISMOARE au centre du bassin a eu pour but de combler ce déficit mais également de recouper des profils de sismiques réflexion préexistant localisé en marge du bassin des Comores, afin d'étendre une stratigraphie sismique provenant de la ride de Davie.

## A. Sismique multitrace 48 récepteurs

Durant la campagne SISMAORE, un jeu de données de sismique réflexion haute résolution a été également acquis. 110 profils ont été tirés durant le LEG1 de la campagne, correspondant à 6800 km de longueur de profils cumulée autour des différentes îles de l'archipel. Le but de cette partie est de décrire brièvement l'acquisition et les étapes de traitement de la sismique 48 traces réalisé à bord du bateau (Figure 14).
<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>Figure 14 : Localisation des profils de sismique reflexion 48 traces (SISRAP) acquis durant la campagne SISMAORE autour de l'archipel des Comores</figcaption></figure>

# 1. Acquisition de la sismique multitrace 48 récepteurs

## Caractéristiques de la source et du compresseur

La source est composée de deux canons à air GI, alimentés à 140 bars par des compresseurs haute pression conteneurisés (300 m³/h). Un enrouleur supporte la flûte d'une longueur totale de 600 mètres.

Deux canons GI carénés et équipés de dépresseurs, un de 45/45 in³ et l'autre de 105/105 in³ pour un volume total de 300 in³.

* Immersion moyenne de 7 mètres

* Source à 140bars, 1 tirs/ 10 sec.

* Deux Compresseurs Hamworthy 300m³/h (1 opération + 1 rechange).

Acquisition à temps d'impulsion constant (10. s) et non à distance constante, pour s'affranchir des fluctuations de vitesse du navire et éviter les problèmes de chauffe des compresseurs.
## Flûte sismique

La flûte (SERCEL) s'étend sur 540 m au total, la partie contenant les hydrophones sur 300 m (2 sections actives de 24 traces, soit un total de 48 traces). L'espacement entre les traces est de 6.25 m.

## Système d'acquisition générale pour la sismique 48

Les données sont enregistrées en format SEG-D avec le logiciel ECOS de GENAVIR/IFREMER. Le SEG-D (format établie par Society of Exploration Geophysicist D) est un format de fichier standard correspondant à des données brutes d'acquisition du signal sismique (un fichier par tir est enregistré). Le contrôleur sismique permet un suivi des paramètres d'acquisition et est connecté à ECOS (la centrale d'acquisition) via Ethernet et reçoit les signaux numériques de la flûte ainsi que les canaux auxiliaires (récepteur 1-13). Sur ces canaux auxiliaires, la signature de la source est enregistrée.

## Acquisition des données

La cadence des tirs est de 10 s correspondant à une distance inter-tir de 50 m à une vitesse de 10 nœuds (9,7 nœuds nominal). Un volume total de 300 ci (= 4,9 litres).

La flûte sismique est à une profondeur d'immersion de 7 m. Les données sont enregistrées pendant 9000 ms avec un pas d'échantillonnage de 2 ms.

# 2. Traitement sismique de la multitrace 48 récepteurs

## Géométrie et préparation des données

La géométrie d'acquisition implique les paramètres suivants.

* inter-tir = 20 sec ~50 m (si le bateau a une vitesse de 9,7 nœuds)

* inter-récepteurs = 6,5 m

* inter-CdP = 3,125 m (CDP : collection de points miroirs), cette valeur est très théorique car les tracés de rais peuvent se refléter sur les pentes et ne pas être toujours à égale distance de la source et des récepteurs.

La couverture peut être calculée comme suivant :

Couverture = Nombre total de récepteurs * distance entre les récepteurs / distance entre les tirs * 2 = $\frac{48 * 6,25}{50} * 2 = 3$
Avec 24 traces (2 traces sommées) = $\frac{24 * 12,5}{50 * 2} = 3$

Les CDP sont calculés grâce à l'équation suivante :

$$ \text{CDP n°} = \frac{\text{numéro du Tir -1)} * \text{distance inter-tir}}{\text{distance inter-CDP}} + \text{nombre total de récepteurs} - \text{numéro du récepteur} + 1 $$

Pour améliorer la couverture à 6, nous avons choisi de réaliser un binning de 12,5 m opéré avec le logiciel SolidQC® passant ainsi de 48 traces à 24 traces.

Nous avons préparé les fichiers SEGY avec SolidQC avant d'effectuer de nouveaux traitements. Il permet d'extraire la navigation X,Y à partir des traces auxiliaires et de calculer la géométrie.

## Traitement sismique de bord

Nous avons vérifié la qualité des points de tir et le délai enregistré entre l'ordre de tir et le temps réel (25 ms). Nous avons aussi réalisé un traitement rapide de la sismique avec un stack à vitesse constante (1500 m/s) et une migration avec la même vitesse. Ceci permet d'obtenir une première image rapidement pour adapter ensuite les acquisitions.

Les données en sortie de SolidQC® sont des données brutes et sont enregistrées en SEGY. Ainsi pour pouvoir effectuer d'autres traitements avec des codes SeismicUnix® et ensuite Geovation®.

Plusieurs phases de traitement ont été réalisés à partir de ces SEGYs :

* Une phase de despiking : on enlève les traces aberrantes grâce à des cartes de bruit.

* Une égalisation des amplitudes

* Un masque du signal de la colonne d'eau

* Une sommation des traces

* Une migration
B. Sismique multitrace 960 récepteurs

<figure><img src="image_15.png" /></figure>

Figure 15 : Profils de sismique réflexion 960 traces acquis lors du Leg 2 de SISMAORE. (modifié du rapport de mission de la campagne SISMAORE, Thinon et al, (2021)).

Plusieurs profils de sismique réflexion multitrace ont été acquis durant le Leg 2 de la campagne SISMAORE (Janvier-Février 2021), autour de l'archipel des Comores et particulièrement autour de l'île de Mayotte. Les profils MAOR21D01 à MAOR21D12 ont été acquis sur 800 milles nautiques, soit 1480 km autour de l'île de Mayotte et au sud des îles de Mohéli et Anjouan (Figure 15).
# 1. Géométries et paramètres d'acquisition des profils de sismique multitrace 960 traces

## Source sismique

La source sismique a été déployée à une profondeur de 10 m. Les canons étaient alimentés en air comprimé grâce à 5 compresseurs, délivrant une pression de 140 bars. Deux types de compresseurs sont utilisés pour une production d'air nominale de 1100 m3/h (Figure 16) :

- Girodin-Sauer 500m3/h (1 compresseur) (Figure 16 A)

- Hamworthy 300 m3/h (4 compresseurs) (Figure 16 B)

<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>Figure 16 : (A) compresseur Girodin-Sauer 500m3/h ; (B) compresseur Hamworthy 300m3/h (modifié du rapport de mission de la campagne SISMAORE, Thinon et al, (2021)).</figcaption></figure>

## Flûte sismique

La flûte sismique est une flûte numérique solide de 960 traces Sercel avec des sections actives d'une longueur totale de 6000 m (Figure 17). L'alimentation en énergie de la flûte et toutes les communications de données de la flûte se font grâce à un câble filaire. 21 avions localisés tous les 300 mètres le long de la flûte donnent la profondeur et l'azimuth de la flûte sismique grâce à des compas.
A

<figure><img src="image_17.png" /></figure>

B

<figure><img src="image_18.png" /></figure>

C

<figure><img src="image_19.png" /></figure>

D

<figure><img src="image_20.png" /></figure>

E

<figure><img src="image_21.png" /></figure>

F

<figure><img src="image_22.png" /></figure>

G

<figure><img src="image_23.png" /></figure>

Figure 17 : Flûte sismique solide du système SMT (A) Mise à l'eau de la ligne de canons bâbord ; (B) Exemple d'un cluster de canons ; (C) Bouée de queue de flûte, avec GPS, AIS (Automatic Identification System ; permet une localisation de la bouée par d'autres navires), réflecteur radar ; (D) Tourets contenant 3km de flûte chacun ; (E) Poulie ; (F)&(G) Avion sur la flûte solide (modifié du rapport de mission de la campagne SISMAORE, Thinon et al. (2021)).
Acquisition des données

La source sismique est composée de 16 canons pour un volume nominal total de 4990 in3 (Figure 17).

La puissance de la source n'a pas été constante tout au long de l'acquisition. A partir du profil MAOR21D02B, une batterie de canons est tombée en panne durant l'acquisition, diminuant de moitié le volume de la source. Une partie a été réparée mais le volume total de 4990 in3 initialement prévu n'a pas pu être récupéré. Cette différence de source a dû être prise en compte durant le traitement sismique. L'immersion moyenne de la source était de 10 m. La cadence de tir de 40 s, correspondant à une distance intertir de 100 m à une vitesse moyenne de 4,8 nœuds (knts). Les 960 hydrophones sont espacés de 6,25m. Les données sont enregistrées sur 20 s jusqu'au profil 4, puis 15 s sur le profil 5 et 6 puis 18 s pour les profils suivants avec un pas d'échantillonnage de 2 ms.

2. Prétraitement sismique

Notre objectif est d'imager le mieux possible la croûte, afin de déterminer sa nature et sa
structure, tout en conservant une bonne résolution dans la colonne sédimentaire pour y observer
toutes les marques de l'histoire volcanique qui a conduit à la mise en place de l'archipel des
Comores. Il s'agit donc d'imager les événements assez basse fréquence à des profondeurs
importantes (jusqu'à 10 km) mais également des coulées volcaniques ou des sills, dans la
colonne sédimentaire, avec un fort contraste d'impédance et des inversions de vitesse. La
recherche d'un compromis entre cet objectif scientifique et la conservation d'un temps de calcul
raisonnable nous a conduit à faire des choix dans le traitement sismique qui sont présentés ci-
après.

Afin de limiter la fonction coût, nous avons choisi de garder le pas d'échantillonnage initial (SI : Sample Interval) à 2 ms pour la partie sédimentaire (pour garder une bonne résolution) et de ré-échantillonner à 4 ms pour le socle et pour l'application de l'anti-multiple, afin de diminuer le poids du fichier acquis et donc le temps de calcul lors des étapes de traitement. En conséquence, le temps de calcul diminuera pour les opérations de traitement nécessitant du CPU. Nous appliquons un filtre passe-bande pour supprimer les fréquences générant de l'aliasing.
Le ré-échantillonnage (Sample Intervalle ; SI) implique une fréquence de Nyquist (Fny) de 125 Hz (Fréquence de Nyquist = 1/(2*Intervalle d'échantillonnage)). Pour l'objectif "socle", le ré-échantillonnage de 2 ms (Fny = 250 Hz) à 4 ms (Fny = 125 Hz). La profondeur de la flute à 10 m crée un "notch" (Figure 18A & B) dans le spectre des fréquences à 75-80 Hz à cause des interférences avec le fantôme (fréquence du fantôme = Vitesse de l'eau/ (2*profondeur de la flûte)).

Le fantôme (ghost signal) correspond à une forme de multiple définie par un trajet des ondes
qui se réfléchissent sur la surface de l'eau, avant d'être capté par les hydrophones (Figure 18A).

<figure><img src="image_24.png" /></figure>

Figure 18 : (a) Schéma des fronts d'onde du premier signal réfléchi et du multiple du fantôme (ghost) modifié de Dondurur (2018a) ; (B) Représentation des rais du premier signal réfléchie et du fantôme de la source (canon à droite) vers les récepteurs (à gauche). (C) Signal reçu sur le tir 60 lors de l'acquisition du profil MAOR21D01. On note la présence de « notchs » correspondant à une perte d'amplitude du signal dû à l'enregistrement de deux signaux : le 1er signal réfléchi et le fantôme.

D'autres paramètres sont imposés par le mode d'acquisition et le logiciel de traitement. La géométrie de l'acquisition choisie implique les paramètres suivants :

* Inter-tir = 40 sec ~100 m (si la vitesse du bateau est constante à 4,8 knts)

* Inter-récepteur = 6,25 m

* Inter-CDP = 3,25 m

Cette valeur est théorique pour un milieu homogène à interfaces horizontales. Dans la réalité du terrain, les rais se réfléchissent sur des pentes et donc cette valeur peut ne plus être à égale distance de la source et des récepteurs.

En utilisant l'équation vue auparavant (voir Principes généraux de sismique réflexion) la couverture théorique est donc :
$$C = \frac{\text{Nombre de trace} \times \text{distance entre 2 traces}}{2 \times \text{distance entre 2 tir's}}$$

$$C = \frac{960 \times 6,25}{2 \times 100} = 30$$

Chaque point miroir (CDP) sera donc éclairé 30 fois avec une résolution de 6,25 m le long du profil et de 50 m en profondeur.
# II. Traitement avancé des profils de sismique réflexion multitrace (960 traces) acquis durant la campagne SISMAORE

## A. Introduction

Les données de sismique réflexion 960 traces acquises durant la campagne océanographique SISMAORE ont été traitées grâce au logiciel Géovation®, de la CGG (Compagnie Générale de Géophysique-Veritas). Cette partie a pour but de présenter la chaîne de traitements successifs en les illustrant grâce à un exemple type, depuis la donnée brute jusqu'au stack migré (Figure 19). Il a été nécessaire d'ajuster ce traitement au cas par cas.

Nous avons réalisé plusieurs étapes importantes dans ce traitement :

* Une construction de la géométrie de la ligne à partir des fichiers de navigation

* Une application de filtres bande passante et FK afin de supprimer le bruit

* Un anti multiple (Surface-Related Multiple Elimination/ Filtre RADON)

* Une analyse de vitesse

* Une correction dynamique (Normal Move Out)

* Une régularisation des classes d'offset

* Une sommation des traces

* Une migration en temps
<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>Figure 19 : Étapes principales du traitement sismique réalisé sur les profils de la campagne SISMAORE</figcaption></figure>

## B. Construction de la géométrie

### Import des données dans GEOVATION

Dans un premier temps, les données brutes enregistrées sous la forme de fichiers SEG-D lors de la campagne SISMAORE, sont converties en fichiers lisibles par Géovation. Ce format SEG-D est adapté à l'acquisition des données (1 fichier par tir), mais plus du tout pour la suite des opérations de traitement.

Nous avons utilisé le module SEGIN afin de lire, importer et compiler, chaque tir (SEG-D) dans Géovation, en utilisant une liste qui facilite cette étape. Notons qu'à la fin du traitement, un fichier au format SEG-Y est produit par profil car ce format SEG-Y est le plus souvent utilisé pour les échanges de données sismiques.
## Géométrie

Une géométrie est habituellement construite sans prendre en compte la position exacte des tirs et des récepteurs. Le plus souvent, une loi empirique (géométrie nominale) est utilisée pour construire les CDP en utilisant une relation basée entre le numéro du tir, la distance inter-tir et une distance inter CDP théorique. Afin d'effectuer un traitement simple et rapide durant la campagne, les numéros de CDP ont été calculés avec la formule empirique suivante :

$$ \text{CDP n°} = (\text{Numéro du Tir} - 1) * \frac{\text{distance inter-tir}}{\text{distance inter-CDP}} + \text{nombre total de récepteurs} - \text{Numéro du récepteur} + 1 $$

Seulement, construire une telle géométrie nominale suppose que :

* La distance inter CDP est la même partout

* La flûte, traînée derrière le bateau, doit être parfaitement linéaire lors de l'acquisition

Ces deux hypothèses ne sont pas respectées pour les profils de la campagne SISMAORE, d'une part, car la vitesse du bateau n'étant pas parfaitement constante, la distance inter CDP est différente entre chaque CDP, et d'autre part, l'action des vagues et des courants fait déviée la flûte et donc la position des récepteurs. Par conséquent, l'acquisition du signal sismique se fait dans un polygone et non sur une droite (Figure 20). Les CDP imagés ne sont donc pas exactement localisés sur une droite. Il en résulte une mauvaise position des CDP et donc une altération de l'image sismique lorsqu'il s'agira plus tard de sommer ces CDP.

Construire une géométrie dite « vraie », en tenant compte de la localisation exacte des tirs et des récepteurs résout ces problèmes.

Cela permet de trier le signal sismique en plusieurs groupes selon la distance source-récepteur (classes d'offsets) afin de mieux cibler et enlever le bruit après régularisation de ces groupes.

En résumé, construire une géométrie vraie permet de :

* régulariser les classes d'offset

* sommer les traces en respectant leur position
<figure><img src="image_26.png" /></figure>

Figure 20 : Position XY des récepteurs de la flûte (dégradé de couleur de rouge à bleu correspondant aux récepteurs 1 à 960) (acquisition du profil MAOR21D08). On constate que les récepteurs sont déviés par les vagues à certains endroits.

## Le fichier ukooaP190

Pour chaque tir, on construit un fichier de navigation ukooaP190 contenant la position de la source et des récepteurs, l'offset, le numéro et la position des CDPs en X et en Y.

Le fichier est réalisé à bord après l'acquisition avec le logiciel Solid_QC®, qui récupère toutes les informations dans les fichiers génériques « .ECO » enregistrés à bord à chaque tir, pour chaque profil.

L'importation des données présentes dans le fichier ukooaP190 est réalisée par un module de Géovation appelé H2PSP qui permet d'en extraire la géométrie afin de caractériser l'unicité de chaque tir et chaque récepteur dans un ensemble de sous-fichiers contenant les informations (localisation Longitude/Latitude en mètre, numérotation) sur les tirs, les récepteurs et la relation entre tirs et récepteurs.

Ce module permet d'associer aux numéros de tirs et récepteurs ces informations, dans un format utilisable par le module ONSET (logiciel de construction de la géométrie sous Géovation).
## Étape de construction des CDPs

Dans un premier temps, les sous-fichiers obtenus grâce à l'import des données de navigation (fichier ukooaP190) sont utilisés par ONSET afin de construire et visualiser la géométrie des tirs, des récepteurs et de la relation entre les deux (Figure 21). Une fois importé, le logiciel permet de vérifier qu'il n'y a pas eu de problèmes d'acquisitions (doublons ou suppressions de tirs ou de récepteurs).

Dans un second temps, une grille de CDP est construite en utilisant une taille de bin définie. Un bin est un parallélépipède qui décrit une zone géographique régulièrement délimitée dans une grille. Les dimensions des bins sont décrites dans les deux directions, le long du profil et perpendiculairement au profil. Dans notre cas, chaque bin est une « boîte » de dimension fixe de 12,5 m sur 2 km (12,5 m parallèlement à la ligne et 2 km perpendiculairement). Ainsi chaque signal sismique reçu dans cette boîte est rassemblé en une seule et même trace. La résolution du profil sismique va donc dépendre de la taille de cette « boîte ». Dans notre cas, nous avons choisi de construire des bins qui correspondent à quatre fois le distance inter CDP théorique (3.25m), afin d'imager des structures profondes. De ce fait, nous augmentons la couverture théorique de 30 à 120 et collectons des signaux sismiques latéralement, s'affranchissant aussi de l'effet de la dérive induite par le courant sur la flûte.

Cette grille de CDP permettra également, plus tard dans les étapes du traitement, de trier en classes d'offset et pouvoir les régulariser (voir Régularisation des classes d'offset).
<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>Figure 21 : Position XY (UTM 38°S) des tirs (carré rouge), des récepteurs (ligne bleu) et de la couverture calculée (de 0 à 120) après construction de la géométrie du profil MAOR21D02A.</figcaption></figure>

## C. Élimination du bruit

*Suppression des traces auxiliaires et filtre basse fréquence*

Un hydrophone est placé sur le canon afin de contrôler le signal émis par la source et de connaitre le temps t0 d'acquisition du signal. Des traces auxiliaires (12 traces) sur la flûte sismique permettent de contrôler la source au cours de l'acquisition. Nous les avons supprimées lors du traitement pour n'utiliser que les traces sismiques contenant de la donnée.

Lors de l'acquisition, nous avons constaté que les données sont bruitées, notamment à cause de l'action de la houle sur la flûte. Nous avons donc appliqué un filtre passe-bande (band-pass filter) permettant de supprimer des fréquences entre 0 et 4 Hz (Figure 22) sur l'ensemble des profils.
<figure><img src="image_28.png" /></figure>

Figure 22 : Comparaison d'une collection de tir (shot gather) avant (A) et après (B) application du filtre passe-bande et visualisation du bruit supprimé (profil MAOR21D08)

Invalidation de traces (despiking) et égalisation des amplitudes

L'étape suivante concerne l'élimination du bruit linéaire, provoqué par un dysfonctionnement, lors de l'acquisition du signal sismique, de certains récepteurs. Cela se traduit par des valeurs aberrantes d'amplitude sur certaines traces, visibles en sismique par des signaux de très fortes amplitudes en forme de « sourires » (spike). Ce bruit linéaire est souvent présent sur un même récepteur tout au long de la campagne d'acquisition. Afin d'identifier ces valeurs d'amplitudes aberrantes, on construit des cartes de bruits en tir / récepteurs /amplitudes max (Figure 23) grâce au module AMPCA. On réalise des filtres permettant d'invalider les traces avec des valeurs d'amplitudes supérieures à un certain seuil. Ces seuils sont spécifiques à chaque profil car dépendant directement de la puissance de la source. Celle-ci a été fluctuante pendant la campagne.
<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>Figure 23 : Carte de bruit (Tir/récepteurs) montrant l'invalidation de traces (ellipses rouges) sur le profil MAOR21D02A</figcaption></figure>

Après l'application du filtre d'amplitude et l'invalidation des traces aberrantes restantes, on constate que l'amplitude du signal n'est pas pareille à chaque trace et numéro de tir (Figure 23). Pour pallier ce problème, on égalise les amplitudes des traces restantes avec le module SLSCL (Figure 24).

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Figure 24 : Comparaison de collection de tirs (A) avant et (B) après égalisation du gain, et l'amplitude perdu après égalisation (C), du profil MAOR21D08</figcaption></figure>
# D. Analyses de vitesse

## La correction dynamique (Normal Move Out)

Dans notre acquisition actuelle, nous avons 960 traces par CDP, le but est d'obtenir à la fin du traitement une trace optimale par CDP. Il est nécessaire de combiner toutes les traces que l'on a acquis (960). Or, si on représente une collection de traces sur un CDP, on constate un problème majeur : l'acquisition des traces pour un même CDP ne s'est pas réalisée au même moment. L'arrivée du premier signal et celui du dernier signal acquis pour ce CDP ne se font pas en même temps (voir schéma simplifié Figure 12). Sur un même CDP, le premier signal est acquis par le récepteur le plus proche de la source (offset proche). A contrario, le dernier signal est acquis sur le récepteur le plus loin de la source (offset lointain) a un temps différent. Il y a donc un décalage, en temps d'arrivée, des signaux sismiques sur un même CDP imagé. Ce décalage se traduit par une forme hyperbolique des réflecteurs sismiques (de proche offset à offset lointain) lorsqu'on les représente dans une collection de traces pour un seul CDP (Figure 25).

L'analyse de vitesse permet de trouver la meilleure vitesse permettant de pallier cette différence de temps d'arrivée des signaux sismiques sur les récepteurs pour appliquer une correction dynamique (ou NMO) qui repositionne sur une même horizontale l'ensemble des traces (et donc les réflecteurs) afin de pallier la différence d'offset (Voir schéma simplifié Chapitre III Figure 12).

Cette analyse permet également de produire un modèle de vitesse utile après le traitement pour interpréter géologiquement le profil de sismique réflexion.

On réalise une analyse de vitesse pour les différents réflecteurs observés sur un CDP gather. La vitesse trouvée grâce à cette analyse de vitesse est approximée comme correspondant à une vitesse quadratique moyenne (RMS), dans le cas où le milieu traversé est isotrope et tabulaire. Cette vitesse est définie par la moyenne pondérée des vitesses de différents milieux traversés jusqu'à la couche considérée.

Dans le cas d'un milieu non tabulaire, (où l'on considère que les couches de différents milieux traversées par le front d'onde ne sont pas horizontales), il faudrait effectuer une correction du pendage des réflecteurs en appliquant une migration avant sommation (afin de retrouver la pente réelle des réflecteurs, cependant nous n'allons pas prendre en compte ce paramètre et uniquement effectuer des migrations après sommations dans notre chaîne de traitement.
Au cours du traitement, afin d'avoir une meilleure représentation de ces vitesses et donc des milieux traversés pour les ondes acoustiques, il est possible de calculer la vitesse d'intervalles (Formule de Dix) (Dix, 1955) à partir des vitesses moyennes quadratiques (VRMS) pointées. Cette vitesse d'intervalle correspond à une vitesse de propagation intrinsèque, caractéristique du milieu et donc de la lithologie traversée.

Pour effectuer les analyses de vitesse et appliquer la NMO (Normal Move-out correction), on utilise le module VELPAC dans Géovation. On implémente une loi de vitesse RMS initiale et le module construit des panneaux avec des sommations de traces du profil, avec différentes vitesses RMS (plus ou moins rapides) par rapport à la loi de vitesse RMS initiale (+20% -20% max de la loi de vitesse implantée, une sommation sera effectuée tous les 1%). Le module calcule également une carte de semblance des vitesses RMS optimales afin d'aider l'utilisateur et ainsi mieux contraindre le choix de la vitesse RMS à pointer.

Ces différentes représentations permettent de pointer la meilleure loi de vitesse RMS le long du profil, tous les X CDP dans le module PACESETTER (du logiciel CGG Géovation). Nous avons effectué une analyse de vitesse tous les 200 CDP en routine et de façon plus resserrée
<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>Figure 25 : Exemple des différentes interfaces utilisées pour les analyses de vitesse du profil MAOR21D09. Représentation d'un CDP gather (A) sans et avec (B) correction NMO ; (C) Carte de semblance de la vitesse RMS associée au CDP gather présenté ; (D) Modèle de vitesses d'intervalle obtenu pour tout le profil MAOR21D09 ; le pointé de vitesse a été réalisé tous les 200 CDP.</figcaption></figure>
lorsqu'il y avait une structure particulière sur le profil. Ainsi, nous déterminons une vitesse pour chaque réflecteur interne de forte amplitude, visualisé dans le CDP Gather. Cette vitesse est pointée de la façon suivante :

* Nous choisissons une vitesse RMS, pour les réflecteurs de fortes amplitudes, continus, dans le CDP gather. La correction dynamique (NMO) est appliquée simultanément permettant de vérifier si la vitesse est bonne (si oui, le réflecteur est bien horizontalisé).

* Ce pointé se fait sur un graphique de semblance de vitesse RMS. Ce qui nous indique l'amplitude de cohérence maximale pour une vitesse déterminée, calculée par le logiciel en appliquant des vitesses RMS pour chaque morceau de profil. Nous cherchons ensuite une semblance maximum associée à un réflecteur de forte amplitude dans le CDP Gather.

* Il faut également s'assurer que la vitesse d'intervalle est cohérente avec la lithologie supposée du milieu traversé. En ce sens, il s'agit d'une première interprétation de la nature du sous-sol.

Ce premier modèle de vitesse ne nécessite pas un pointé très précis afin d'éviter d'ajouter du bruit dans le signal.

Dans le cas de structures complexes, comme par exemple la présence de sills et/ou de couches de basalte, j'ai donc réalisé des pointés de vitesse plus resserrés et plus précis. En effet, des vitesses différentes seront pointées sur un sill ou un niveau sédimentaire (Figure 26).

Cette analyse de vitesse est également aidée par la possibilité de réaliser des sommations sur des morceaux de profils (profils composites) (± X cdp de part et d'autre du pointé) sur le module PACESETTER. Ceci permet de voir si la nouvelle loi de vitesse apporte du signal sismique supplémentaire et cohérent.
<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>Figure 26 : Modèle de vitesse (A) vitesses RMS et (B) vitesses d'intervalle pour le profil MAOR21D08 (analyse de vitesses tous les 200 CDP).</figcaption></figure>

## E. Problématique des multiples

L'un des problèmes principaux de la sismique réflexion marine est la présence de signaux artefacts se propageant le long d'un front de propagation d'onde plus d'une fois.

C'est ce qu'on appelle un multiple, car il dédouble le signal réel acquis dans une autre localisation et masque le signal réel existant. Il existe de nombreux multiples ayant tous leur dénomination et leurs caractéristiques (Figure 27).

Cependant, nous allons parler ici du multiple principal qui est le multiple du fond de l'eau. Dans notre cas, il s'agit de réverbérations du signal sismique entre la surface de l'eau et le fond marin. On retrouve ce multiple à un temps double de sa profondeur initiale. Le domaine crustal nous intéressant (particulièrement l'identification d'un Moho potentiel), le but est de l'éliminer le plus efficacement afin de révéler le signal réel en profondeur. Pour cela, nous allons appliquer une méthode appelée « Surface-Related Multiple Elimination ».
<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Figure 27 : Schéma des différents types de multiples en sismique marine (Dondurur, 2018)</figcaption></figure>

## SRME (Surface-Related Multiple Elimination)

### Sommation des traces 2 à 2

On somme les traces 2 à 2, passant de 960 récepteurs à 480. Le rapport signal/bruit est amélioré. Cette opération a pour but de diviser par 2 le temps de calcul nécessaire au traitement des profils. Il s'agit d'une stratégie de traitement qui multiple la couverture par 2, mais a pour conséquence une diminution de la résolution latérale. Cependant, ayant passé près de 9 mois à traiter 12 profils de sismique réflexion 960 traces, j'ai considéré que le gain de temps par rapport au gain de résolution est majeur.

### Interpolation des traces pour le modèle du multiple

#### Traces invalidées (Module REG2D)

Les traces bruitées sont invalidées grâce au Despiking. Il est donc nécessaire de les remplacer. Pour cela, on utilise le module REG2D qui permet d'interpoler une trace entre 2 traces. L'interpolation se fait sur les profils monotraces pour effectuer une détection de tirs manquants et sur des collections de récepteurs pour détecter les récepteurs manquants.

* Interpolation des traces pour l'anti-multiple du fond de l'eau (module INT2D)
La première étape est de préparer la modélisation du multiple du fond de l'eau (SRME : Surface-Related Multiple Elimination)

Le multiple peut être décomposé comme étant la somme de deux trajets primaires : (1) d'une collection de tirs (SL) jusqu'un point (ML) et du point ML devenu une nouvelle source jusqu'à une collection de récepteurs (RL) correspondant au signal réverbéré (multiple) (Figure 28).

<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>Figure 28 : schéma de décomposition d'un multiple relié à une surface (Dondurur, 2018b)</figcaption></figure>

Cette décomposition du multiple va être utilisée afin d'atténuer celui-ci. Dans un premier temps, nous utilisons des collections de tir et des collections de récepteurs combinés pour prédire par auto convolution la trace du multiple. Le but est d'avoir la même distance entre deux récepteurs et deux tirs. La distance inter tir de nos profils est de 100m, la distance inter trace est de 12.5m (1 bin), il est donc nécessaire d'interpoler 8 fois les traces. Le module INT2D permet d'interpoler automatiquement une trace à mi-distance entre deux autres traces. Étant donné qu'il faut utiliser le module 3 fois pour interpoler 8 fois, la dernière interpolation se fera entre 2 traces interpolées. Il est donc nécessaire de vérifier qu'une bonne interpolation s'est effectuée en vérifiant les collections de tir après interpolation.

* Modélisation du multiple

Le module SMMOD est celui utilisé pour modéliser le multiple basé sur la méthode Surface-related Multiple Elimination de Berkhout et Verschuur, (1997) (Figure 29). Il applique une loi de Fourier dans le domaine de CDP/Offset. Selon la qualité de l'interpolation (et de la donnée avant interpolation), il est possible de garder les traces interpolées afin de modéliser le multiple.
* Soustraction du multiple

Une fois modélisé, le multiple est soustrait avec le module ADAPT. Celui-ci permet de faire varier l'atténuation du multiple (Figure 29) avec le paramètre NCT. Le module ADAPT permet également de corriger des différences d'amplitudes entre le modèle et le signal acquis.

<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>Figure 29 : Comparaison entre des collections de tirs interpolés (A) avant la modélisation du multiple, (B) modèle du multiple, (C) soustraction du multiple sur le profil MAOR21D03</figcaption></figure>

## Filtre RADON pour le multiple

Une fois que la loi de vitesse de sommation est aussi précise que possible dans la partie profonde du profil, un filtre RADON est appliqué grâce au module RAMUR. La transformée de Radon, en sismique, consiste à faire la sommation de la section selon une droite de pente P=1/V (V : la vitesse apparente). On obtient ainsi une fonction du temps (à offset nul) ; le temps est alors noté t. Cela permet de modéliser les hyperboles présentes dans un CDP gather selon une loi de vitesse. La loi de vitesse étant correcte pour les réflecteurs que l'on souhaite conserver, elle est appliquée sur le CDP gather. Les hyperboles du multiple seront supprimées car mal corrigées par la loi de vitesse et ne seront pas horizontalisées (Figure 30).
Dans le module RAMUR, nous avons testé deux principaux paramètres, DTKEEPE, DTKEEPS, correspondant à des fenêtres de temps (en ms) dans lesquelles sont conservés les réflecteurs considérés comme des signaux primaires et non comme du multiple (DTKEEPE et DTKEEPS) selon un réflecteur de référence totalement horizontalisé par la correction NMO. L'application de ce module a permis d'atténuer encore plus le multiple dans les domaines profonds (Figure 31). Cependant, on constate toujours la présence du multiple et il est difficile de distinguer du signal primaire par rapport aux signaux induits par celui-ci.

<figure><img src="image_36.png" /><figcaption>Figure 30 : Schéma explicatif de la représentation des paramètres DTKEEPE et DTKEEPS dans l'application d'un filtre RADON dans un CDP gather fictif (image CGG, cours M. Delescluse)</figcaption></figure>
<figure><img src="image_37.png" /></figure>

Figure 31 : Comparaison entre avant application (à gauche) et après application (à droite) du filtre RADON (traces sommées) sur le profil MAOR21D07B en temps double. On note la différence à 9.5s temps double.

## F. Régularisation des classes d'offset

L'offset correspond à la distance entre la source et le récepteur. Celui-ci est variable pour trois raisons : la source se déplace, le temps d'arrivée des ondes est différent selon le milieu traversé, et un même CDP est imagé par plusieurs récepteurs. Cependant, on peut regrouper des mêmes offsets entre eux le long du profil acquis, ce qui nous aide à distinguer plusieurs types de fréquences et améliorer le ciblage du filtrage par la suite.

Les points de réflexion (CDP) et la distribution des offsets ont été regroupés dans des bins (voir partie binning et construction de la géométrie). Le nombre de classes d'offsets est égal à la couverture nominale (ici 30 classes d'offset) : les traces sont regroupées en classes spécifiées par les offsets. Chaque bin devrait idéalement contenir une seule trace de chaque classe de d'offset. L'objectif de la régularisation est de conserver une trace par bin et par classe de
d'offset. Les traces en double de la même classe d'offset à l'intérieur d'un bin sont détectées et donc éliminées en utilisant les critères d'offset le plus court et de distance la plus proche du cœur du bin.

Le tri en classe d'offset permet de regarder, avant sommation, les variations latérales du profil (Figure 32). Cela peut être utile afin de vérifier le traitement avant sommation. Dans une géométrie réelle, il existe une infinité d'offset possible, donc on ne peut pas trier en nombre de CDP / nombre d'offset étant donné que l'offset n'est pas identique.

<figure><img src="image_38.png" /><figcaption>Figure 32 : Visualisation des classes d'offset non régularisées et sans NMO pour le profil MAOR21D07A</figcaption></figure>
<figure><img src="image_39.png" /><figcaption>Figure 33 : Visualisation des classes d'offset (distance source-récepteurs) régularisées pour le profil MAOR21D07A</figcaption></figure>

Le module HABIN permet de rassembler ces traces en construisant des classes d'offset. Cependant, si on veut afficher les classes d'offset comme une section sommée, il ne faut qu'une seule trace par CDP. Or dans notre cas, on utilise un bin de 12,5 m au lieu de 6,25m pour 480 traces. Il y a donc 2 traces par CDP et par offset similaire. HABIN va donc sommer ces traces afin de n'en faire plus qu'une (la couverture va être divisée par 2). Si le bin est vide, le module HABIN va interpoler la trace à partir d'une trace voisine. Après cette étape, on peut voir les classes d'offset comme des sections sommées avec une correction dynamique (correction NMO ; Normal Move Out).

On ne peut voir les classes d'offset qu'avec une correction dynamique (NMO), car chaque classe d'offset possède un nombre d'offset légèrement différent, ce qui donne une correction dynamique différente hors correction NMO (Figures 32 & 33). Afin de s'affranchir du NMO, on régularise les classes d'offset grâce à la géométrie des CDPs (Common Mid Point) créée précédemment avec ONSET. Une grille de bin est fabriquée sur ONSET. Cela permet, dans un premier temps de recentrer les CDP au centre des bins. Puis, le module REG2D CMFR permet de décaler chaque source/récepteur de manière à ce que les offsets deviennent constants, et en effectuant le bon décalage temporel dans chaque classe d'offset (Figure 33).
## G. Filtre fréquence-onde (FK) et filtre bande passante haute fréquence

Le filtrage fréquence-onde (F-K) est souvent appliqué aux données sismiques pré-enregistrées pour atténuer le bruit ou les événements cohérents linéaires. Le processus est une transformation de Fourier bidimensionnelle et doit être échantillonné selon le critère de Nyquist pour éviter l'aliasing. Les événements horizontaux ont une vitesse apparente infinie et sont représentés dans le domaine F-K par un axe vertical (Figure 34) ; les phénomènes verticaux ont une vitesse nulle et sont représentés dans le domaine F-K par une ligne horizontale. Les vitesses positives se situent sur le côté droit du spectre, tandis que les négatives se trouvent à gauche (Yilmaz 2001).

Les zones à maintenir sont délimitées dans le plan F-K par des lignes dont il faut déterminer la pente ; la pente est une vitesse apparente dans le plan T-X. Un taper est introduit entre les parties filtrées et conservées du spectre, décrites par deux vitesses limites, pour éviter les artefacts sur les données sismiques dans le domaine temporel (Figure 34).

Un filtre FK est appliqué sur les CDP gather. Pour cela, on analyse le domaine de fréquence afin de détecter des bruits linéaires (Figure 34).

<figure><img src="image_40.png" /><figcaption>Figure 34 : Visualisation du signal sismique en domaine de fréquence avant (à gauche) et après (à droite) application d'un filtre FK.</figcaption></figure>

Un filtre bande passante haute fréquence a été effectué sur les profils MAOR21D09 à MAOR21D12 afin d'éliminer du bruit dû à des débris de végétaux coincés dans les avions de la flûte. De même, on a pu identifier que le SRME induisait également des hautes fréquences
en profondeur qui ont, par la même occasion, été atténuées. Nous avons donc éliminé les fréquences supérieures à 80 Hz à partir de 8 s (twt) pour ces profils.

## H. Deconvolution prédictive du signal

La déconvolution du signal permet d'augmenter le rapport signal/bruit en supprimant ou en compressant l'ondelette du signal sismique pour essayer de retrouver la réponse impulsionnelle première ou bien d'atténuer les signaux répétés induit par des multiples. Cela consiste à soustraire le signal lié à la source, augmentant ainsi la résolution temporel (vertical).

La régularisation des classes d'offset a été effectuée, nous sommes donc capables de trier les données en CDP/classes d'offset, comme une section sommée, permettant d'appliquer plus simplement la déconvolution prédictive (Figure 35).

<figure><img src="image_41.png" /></figure>

Figure 35 : Profil MAOR21D02A sommé avant et après déconvolution ; et les autocorrélogrammes associés dans la partie sédimentaire (cadre vert). On remarque le signal apporté par cette étape (flèches et ellipse). Détermination du paramètre LAR et IQ sur ces autocorrélogrammes.
Nous avons utilisé le module TRITA de Géovation lors de cette étape. Nous avons testé deux paramètres importants, le paramètre LAR et le paramètre IQ, déterminés à partir de l'ondelette (Figure 35) (l'ondelette étant différente dans les sédiments ou dans la croûte, les valeurs de LAR et d'IQ changent). Ces deux paramètres permettent d'estimer une périodicité du signal. Le LAR correspond au temps maximum d'autocorrélation du signal. On peut constater que la déconvolution prédictive permet de récupérer une partie du signal autant dans le domaine sédimentaire que dans le domaine crustale (voir Figure 35).

# I. Distorsion et mutes du signal sismique

Après avoir appliqué une correction NMO avec le modèle de vitesse pointé, nous constatons la présence d'une distorsion des traces à offset lointain dans les collections de CDPs. Ce problème peut être pallier en appliquant un mute externe au niveau du CDP gather. Un mute est une troncature d'une partie du signal sismique en se basant sur la visualisation des réflecteurs dans les CDP gather. Le mute externe permet donc d'éliminer cette distorsion du signal en pointant un domaine à éliminer dans les CDPs gather.

Un mute interne est également appliqué afin d'éliminer les traces lointaines en profondeurs sur lesquelles il y a absence de réflexion sismique. Ces traces induisent lors de la sommation du bruit en profondeurs si elles ne sont pas supprimées.

Ces deux étapes ont été réalisées après avoir régularisé les classes d'offset, car appliquer un mute avant la régularisation insère du bruit dans les parties tronquées.

# J. Sommation des traces (stack)

La sommation permet d'additionner les traces contenues dans un CDP (dans notre cas 480 traces après toutes les phases de traitement) une à une afin d'obtenir un unique signal par CDP et en les assemblant, une image géologiquement interprétable. Plusieurs sommations de traces ont été réalisées après chaque étape du traitement afin de les comparer entre eux, de vérifier la cohérence du signal et éventuellement, de rectifier un traitement amenant une perte importante d'un signal réel.

La sommation de traces est effectuée avec le module STAPA et nécessite une correction NMO. La loi de vitesse utilisée pour celle-ci est la loi de vitesse utilisée lors de l'étape de filtre RADON, correspondant à la meilleure loi de vitesse de sommation.
## K. Migration post stack

La migration réduit la diffraction et transfère les réflexions pentées vers leurs véritables positions de subsurface : en raidissant les réflecteurs pentés, en raccourcissant les réflecteurs et en les déplaçant vers le haut (Figure 36). Cela permet de réduire les hyperboles de diffraction afin d'obtenir des réflecteurs continus et de pouvoir distinguer les arrêts brutaux de ceux-ci (par exemple une discontinuité d'un réflecteur due a une faille ou à un une lithologie différente).

La migration permet également de reconstruire l'apex de l'hyperbole afin d'imager la géométrie la plus réelle des structures. Cette migration est effectuée avec le module TIKIM dans Geovation et nécessite une vitesse de migration afin de reconstruire les hyperboles. On effectue une migration avec une vitesse de migration correspondant à 95% des vitesses de sommation.

On ajuste ensuite cette loi de vitesse selon le rendu, à savoir si les réflecteurs sont sur-migrés ou sous-migrés, se traduisant par des paraboles lors d'une sur-migration (vitesse de migration > vitesse de raccourcissement du réflecteur) et d'hyperbole lors d'une sous-migration. Le modèle de vitesse de migration ne doit pas comporter de brutales variations de vitesses latérales.

<figure><img src="image_42.png" /><figcaption>Figure 36 : Visualisation avant (à gauche) et après (à droite) la migration des traces sommées pour le profil MAOR21D01.</figcaption></figure>
### III. Commentaires de fin de traitement

Le traitement effectué a permis d'améliorer les sections sommées de plusieurs lignes déjà traitées sur le bateau (Figure 37).

<figure><img src="image_43.png" /></figure>

Figure 37 : Comparaison (traces sommées et migrées) entre le traitement réalisé (1) durant la campagne d'acquisition SISMAORE et le traitement réalisé à terre (2 au centre) et visualisation de la différence de signal (à droite), pour le profil MAOR21D02A. On constate une meilleure observation des réflecteurs dans le traitement réalisé à terre.

Contrairement à la ligne MAOR21D01, des pointés de vitesses différentes pour la croûte et pour les sédiments n'ont pas été nécessaires. En revanche, des inversions de vitesse dues à la présence de magmatisme sont effectuées pour de nombreux profils (MAOR21D01, MAOR21D03, MAOR21D05, MAOR21D06, MAOR21D08, MAOR21D10, MAOR21D11, MAOR21D12) témoignant d'une histoire magmatique/volcanique complexe (cf Figure 15 la localisation des profils).
Conclusion du traitement de la sismique multitrace 960 traces

Le but du traitement était d'obtenir des informations très profondes (supérieure à 8s) et notamment la base de la croûte. La conclusion est mitigée sur plusieurs points :

* Le multiple présent en base de croûte est très dérangeant pour l'interprétation des données dans le domaine crustal. Il y a toujours un multiple atténué dans ce domaine, même après un SRME et un filtre RADON.

* La perte du volume maximal de la source au cours de la campagne se fait ressentir sur les profils MAOR21D09 à 12, et ne permet pas d'imager aussi profondément que pour les 8 premiers profils. Cette perte de volume a été due à des problèmes de flexibles.

* Du bruit étalé sur un large spectre de fréquence (induit par des débris de végétaux coincés dans la flûte) les profils MAOR21D09 à 12 n'a pas pu être entièrement éliminé et reste très présent sur certains profils (MAOR21D012).

* Le filtre RADON a été utilisé avec des paramètres conseillés mais il est possible qu'il ait induit du bruit dans les données. Ceci aura besoin d'être testé ultérieurement.
CHAPITRE III. Le nouveau volcan Fani Maoré et
le volcanisme de Mayotte
**Introduction**

Introduction et contexte de l'article publié dans un numéro (spécial issu) sur la thématique de l'île volcanique de Mayotte et de l'archipel des Comores (Compte-Rendu Géoscience) intitulé :

The East-Mayotte new volcano in the Comoros Archipelago : Structure and timing of magmatic phases inferred from seismic reflection data. Masquelet et al., (2022)

Suite à la campagne océanographique SISMAORE (décembre 2020-février 2021, Thinon et al 2020), nous avons acquis un profil de sismique réflexion passant à l'aplomb du nouvel édifice volcanique Fani Maoré. Le but de cette étude est de montrer, interpréter et comprendre cette première image géophysique du volcan afin de caractériser sa structure interne et éventuellement identifier différentes phases de volcanisme de ce nouvel édifice. Un autre aspect de cette étude est de connaitre la structuration sédimentaire sous ce volcan et de possiblem ent caractériser des structures volcaniques antérieures à l'édification de Fani Maoré.
# Comptes Rendus
## Géoscience
### Sciences de la Planète

Charles Masquelet, Sylvie Leroy, Matthias Delescluse, Nicolas Chamot-Rooke, Isabelle Thinon, Anne Lemoine, Dieter Franke, Louise Watremez, Philippe Werner, Fabien Paquet, Carole Berthod, Victor Cabiativa Pico and Daniel Sauter

**The East-Mayotte new volcano in the Comoros Archipelago: structure and timing of magmatic phases inferred from seismic reflection data**

Volume 354, Special Issue S2 (2022), p. 65-79

Published online: 9 December 2022

Issue date: 17 January 2023

https://doi.org/10.5802/crgeos.154

**Part of Special Issue:** The Mayotte seismo-volcanic crisis of 2018-2021 in the Comoros archipelago (Mozambique channel)

**Guest editors:** Jérôme Van der Woerd (Institut Terre Environnement de Strasbourg, UMR 7063 CNRS / Université de Strasbourg, 67084 Strasbourg, France), Vincent Famin (Laboratoire Géosciences Réunion, Université de La Réunion - IPGP, 97744 Saint-Denis, France) and Eric Humler (Professeur Université de Nantes, Laboratoire de Planétologie et Géosciences, UMR 6112, Faculté des Sciences et Techniques, Nantes Université, 44322 Nante, France)

<figure><img src="image_44.png" /></figure>

This article is licensed under the
CREATIVE COMMONS ATTRIBUTION 4.0 INTERNATIONAL LICENSE.
http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/

<figure><img src="image_45.png" /></figure>
<figure><img src="image_46.png" /></figure>

The Mayotte seismo-volcanic crisis of 2018-2021 in the Comoros archipelago (Mozambique channel) / *La crise sismo-volcanique de 2018-2021 de Mayotte dans l'archipel des Comores* (Canal du Mozambique)

# The East-Mayotte new volcano in the Comoros Archipelago: structure and timing of magmatic phases inferred from seismic reflection data

## *Le nouveau volcan de l'Est-Mayotte dans l'archipel des Comores : structure et chronologie des phases magmatiques déduites des données d'imagerie sismique*

Charles Masquelet*, a, Sylvie Leroy a, Matthias Delescluse b,
Nicolas Chamot-Rooke b, Isabelle Thinon c, Anne Lemoine c, Dieter Franke d,
Louise Watremez e, Philippe Werner f, Fabien Paquet c, Carole Berthod g,
Victor Cabiativa Pico a and Daniel Sauter f

<footnote>a Sorbonne Université, CNRS, Institut des Sciences de la Terre de Paris (ISTeP), Paris, France</footnote>

<footnote>b Laboratoire de Géologie de l'École Normale Supérieure (ENS), CNRS UMR 8538, PSL University, Paris, France</footnote>

<footnote>c Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM), Orléans, France</footnote>

<footnote>d Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR), Hannover, Deutschland</footnote>

<footnote>e Université de Lille, CNRS, Université Littoral Côte d'Opale, IRD, UMR 8187 - LOG - Laboratoire d'Océanologie et de Géosciences, Lille, France</footnote>

<footnote>f Institut Terre et Environnement de Strasbourg (ITES), CNRS Université de Strasbourg, Strasbourg, France</footnote>

<footnote>g Laboratoire Magma et Volcans, Aubière, France</footnote>

<footnote>E-mails: charles.masquelet@sorbonne-universite.fr (C. Masquelet), sylvie.leroy@sorbonne-universite.fr (S. Leroy), delescluse@geologie.ens.fr (M. Delescluse), rooke@geologie.ens.fr (N. Chamot-Rooke), I.thinon@brgm.fr (I. Thinon), A.lemoine@brgm.fr (A. Lemoine), Dieter.Franke@bgr.de (D. Franke), louise.watremez@univ-lille.fr (L. Watremez), ph.werner@orange.fr (P. Werner), F.Paquet@brgm.fr (F. Paquet), carole.berthod@uca.fr (C. Berthod), victor.cabiativa_pico@sorbonne-universite.fr (V. Cabiativa Pico), Daniel.Sauter@unistra.fr (D. Sauter)</footnote>

<footnote>* Corresponding author.</footnote>
**Abstract.** A multichannel seismic reflection profile acquired during the SISMAORE cruise (2021) provides the first in-depth image of the submarine volcanic edifice, named Fani Maore, that formed 50 km east of Mayotte Island (Comoros Archipelago) in 2018–2019. This new edifice sits on a ~140 m thick sedimentary layer, which is above a major, volcanic layer up to ~1 km thick and extends over 120 km along the profile. This volcanic unit is made of several distinct seismic facies that indicate successive volcanic phases. We interpret this volcanic layer as witnessing the main phase of construction of the Mayotte Island volcanic edifice. A ~2.2–2.5 km thick sedimentary unit is present between this volcanic layer and the top of the crust. A complex magmatic feeder system is observed within this unit, composed of saucer-shape sills and seal bypass systems. The deepest tip of this volcanic layer lies below the top-Oligocene seismic horizon, indicating that the volcanism of Mayotte Island likely began around 26.5 Ma, earlier than previously assumed.

**Résumé.** Un profil de sismique réflexion multitrace acquis lors de la campagne océanographique SISMAORE (2021) apporte la première image en profondeur du volcan sous-marin Fani Maore, qui s'est formé à 50 km à l'est de l'île de Mayotte (archipel des Comores) en 2018–2019. Ce nouvel édifice repose sur une première couche sédimentaire d'environ 140 m d'épaisseur au-dessus d'une couche volcanique majeure épaisse de 1 km et qui s'étend sur 120 km le long du profil. Cette dernière unité volcanique est constituée de plusieurs faciès sismiques distincts qui indiquent des phases volcaniques successives. Nous interprétons cette couche volcanique comme le témoin de la phase principale de construction de l'édifice volcanique de l'île de Mayotte. Une couverture sédimentaire de ~2.2–2.5 km d'épaisseur est présente entre cette couche volcanique et le toit de la croûte. On y observe de nombreux sills en forme de soucoupe ainsi que des zones à faciès de remontées de fluides, dessinant un système d'alimentation magmatique complexe sous la principale couche volcanique. L'extrémité la plus profonde de cette couche volcanique se place en dessous de l'horizon sismique de l'Oligocène supérieur et indique que le volcanisme de l'île de Mayotte a probablement commencé vers 26.5 Ma, plus tôt que ce qui était supposé auparavant.

**Keywords.** Comoros Archipelago, Mayotte, Fani Maore volcano, Volcanism, Seismic reflection.

**Mots-clés.** Archipel des Comores, Mayotte, Volcan Fani Maoré, Volcanisme, Sismique réflexion.

*Published online: 9 December 2022, Issue date: 17 January 2023*

# 1. Introduction

The East-Mayotte seismo-volcanic crisis that started in May 2018 [Cesca et al., 2020, Lemoine et al., 2020] and gave birth to a large—820 m high and 5 km in diameter—submarine volcanic edifice sitting at approximately 3500 m water depth [Feuillet et al., 2021]. Following an application submitted to the UN-ESCO's International Marine Chart Commission, the new volcano was named Fani Maore. The new volcano grew in the abyssal plain of the North Mozambique Channel, some 50 km east of Mayotte Island (Comoros Archipelago), at the end of a NW–SE trending volcanic ridge (Figure 1). Before May 2018, no recent eruption or notable seismic activity was reported around Mayotte [Lemoine et al., 2020]. Moreover, no recent volcanic edifice was mapped during successive bathymetric surveys in 2014 and 2016 at the position of the Fani Maore volcano [Feuillet et al., 2021]. Since May 2019, multiple scientific cruises collected geophysical and geochemical data to document this active submarine eruption, which is one of the largest ever witnessed [MAYOBS cruises; Rinnert

et al., 2019]. The petrological signatures of dredged lavas integrated with geophysical data show that this large effusive eruption is fed by a deep (≥37 km) and large (≥10 km³) pre-existing mantle reservoir and that the eruption was tectonically triggered [Berthod et al., 2021a, Lavayssière et al., 2021]. The magma transfer from mantle depth up to the seafloor is synchronous [Berthod et al., 2021a]. Yet, direct information at the crustal scale is missing and both the structure and the nature of the basement below the Fani Maore volcano are unknown.

In February 2021, the SISMAORE cruise aboard R/V (Research Vessel) "Pourquoi Pas?" collected deep seismic reflection data along several profiles within the abyssal plains surrounding the volcanic islands of the Comoros Archipelago (Figure 1). This article presents an interpretation of a multichannel seismic profile (MAOR21D01) acquired across the new submarine East-Mayotte volcano. This profile reveals the submarine structure of the Fani Maore volcano as well as widespread magmatic features around, sills in particular, imaged within the ~3 km thick sedimentary cover from the seafloor down to the top of the
<figure><img src="image_47.png" /><figcaption>**Figure 1.** Location of the multichannel seismic profile MAOR21D01 (orange line) from SISMAORE MCS dataset (red lines) in the south of the Somali basin offshore the Comoros Archipelago, in the western Indian Ocean [see top-right inset; bathymetric data from Compilation Group GEBCO Grid, 2020]. Lower-left inset: bathymetric map of the Fani Maore volcano to the east of Mayotte [Thinon et al., 2020].</figcaption></figure>

crust. We constrain the age of the onset of volcanic activity in the survey area by identifying a basaltic layer at depth that we relate to the early construction of Mayotte Island and correlating seismic horizons above and below, using known seismic stratigraphy.

## 2. Geological background

Volcanism in the northern Mozambique Channel is widespread since the Early Cretaceous [Sauter et al., 2018]. It initiated soon after the onset of seafloor spreading between Madagascar and Africa and continued as several phases until the present-day. In the West Somali Basin and the Mozambique Channel, the oldest regional magmatic phase occurred in Late Cretaceous times in relation to the breakup of Madagascar and Greater India [Torsvik et al., 2000]. Widespread flood basalts erupted between 92–83 Ma both onshore and offshore Madagascar

[Leroux et al., 2020, Storey et al., 1995]. Renewed volcanic activity around the Mozambique Channel appeared to have started during Late Oligocene [Michon, 2016]. Based on geochronological data, the oldest volcanic activity recorded in the Comoros Archipelago has been dated around 11 Ma ago [Pelleter et al., 2014], but the timing of onset and main growth phase of the Archipelago remains poorly constrained [Michon, 2016]. Assuming an average long-term magma production rate for the Comoros Archipelago of 0.05 m³/s, Michon [2016] suggested that volcanic activity initiated earlier in Mayotte, at about 20 Ma ago. The nature of the crust beneath the volcanic edifices remains a major open question. Both oceanic and extended continental crust have been proposed [Famin et al., 2020]. Using one receiver function, Dofal et al. [2021] recently proposed that the volcanic edifice of Mayotte Island was emplaced on top of an isolated continental block, abandoned during the Gondwana
break-up and thickened afterward by magmatic underplating. However, these data were compatible with both continental and oceanic crust, and the continental block model mainly relies on the presence of a quartzite massif, on Anjouan Island, which is west (i.e., oceanward) of Mayotte [Roach et al., 2017]. Thus, the nature of the crust under Mayotte is still subject to debate.

**3. Data acquisition and processing**

Multichannel seismic (MCS) data were recorded with a 6000 m long streamer with 960 channels spaced every 6.25 m and towed at 10 m depth. The streamer position was computed using a tail buoy GPS and compasses. The seismic reflection source was composed of 16 airguns in two clusters, with a total volume of ~82 L (4990 cu. in.), also towed at 10 m depth. The airgun array was triggered every 40 s, i.e., every 100 m with a mean vessel speed of 4.8 knots. The record length was 20 s with a sampling rate of 2 ms. The distance between each common depth point (CDP) is 3.25 m. During processing, supergather CDPs were built by merging 4 CDPs in a bin of 12.5 m, allowing for a fold of 60.

Processing followed a fairly typical workflow using Geovation® software (developed by CGG) in pre-stack time for almost all steps: trace editing, amplitude correction, normal move-out correction, FK-filtering, multiple attenuation and predictive deconvolution. Post-stack time migration was performed using velocity analysis. Velocities were manually picked every 200 CDP to update the velocity model (Figure 2 and Supplementary Figure 1). The first picking round resulted in a significant signal loss below ~5.25 s TWT (two-way travel time) after stacking (example around CDP 8001, Figure 2Aa, Ab and Ac, assuming a linear velocity increase with depth shown as red line in B). We iteratively improved the stack by increasing the RMS (root mean square) velocity at that depth (resulting interval velocities shown as black line in Figure 2B, improved stack in Ca, Supplementary Figure 1). The clearest reflectivity in the entire sedimentary column was obtained with a strong increase of the interval velocity followed by a velocity inversion defining a 4000 m/s layer between 5.25 s and 5.55 s TWT (at CDP 8001) (Supplementary Figure 2). Seismic reflectors beneath (Figure 2Ca, Cb and Cc) gain more coherency when

the velocity inversion is included. Although we may sometimes miss the exact location of the velocity inversion due to the low resolution of velocity picking, a weak reflector marking the base of the layer can be followed consistently along most of the profile (Figure 3B, Ca, Cb). Below this layer, velocities must be back to levels expected for typical sedimentary layers (2000–3000 m/s; Figure 2A).

**4. Description of the multichannel seismic reflection profile**

The most striking shallow feature of the seismic reflection profile is the recent Fani Maore volcano, centered at CDP 12800 (distance ~99 km) (Figure 3A, B). The volcanic edifice is ~1 s TWT high and 10 km wide at its base. An important observation is that it sits on a series of subparallel reflectors, corresponding to a 0.12 s TWT thick sedimentary unit (quoted α in Figure 3B). Two smaller edifices, ~0.3 s TWT high and 1.3–1.8 km wide, are located on each side of the new volcano (centered at CDP 12400 and 13400). A strong reflector located below the volcanic edifices can be traced at ~4.75 s TWT all the way to the southern and northern ends of the profile, within the sedimentary unit (Figure 3A, B, C). This reflector corresponds to a strong velocity gradient at the top of the 4000 m/s interval velocity layer (see Section 3, Figure 2 and Supplementary Figure 2). Considering that this interval velocity is representative of typical basaltic rocks [Telford et al., 1990] and that the strong reflector at the top of the layer is below the volcanic edifices, we are confident that this reflector corresponds to the top of a basaltic unit. Sub-parallel reflectors, corresponding to sedimentary layers, are observed both above and below this volcanic layer (Figure 3). The entire sedimentary cover is thinner in the northernmost part of the profile (~2.5 s TWT thick converting to ~3.1 km using an average 2500 m/s velocity in the sediments) than at the southern end of the profile (3 s TWT, ~3.8 km) (Figure 3). The top basement is defined by a strong reflector at 7–8 s TWT below which continuous and fine layering is no longer observed, replaced by a series of discontinuous very low frequency phases.

**4.1. Seismic stratigraphy**

Calibration of MCS data in previous works [Franke et al., 2015, Klimke et al., 2016] is based on the stratig-
<figure><img src="image_48.png" /></figure>

**Figure 2.** (A) Seismic processing using the velocity picking in red line (B) (a) Seismic image centered at CDP 8001 with the velocity model presented in (B) (red line); (b) RMS velocities (purple lines) as a function of TWT (s), shown on the semblance. These RMS velocities profiles have been applied to the stacked profile shown in (Aa); (c) Supergather 8001 after Normal Move Out correction (NMO) (red lines) corresponding to the stacked section (Aa). (B) Example of interval velocity of the supergather CDP 8001 as a function of the two-way travel time for two different velocity pickings (the red line corresponds to the RMS velocity picking shown in (Ab); the black line corresponds to the RMS velocity picking shown in (Cb)) (C) Seismic processing using the velocity picking in black line (B) (a) Seismic image centered around CDP 8001 after application of the full processing workflow with velocity inversion (B: black line), (b) RMS velocities (purple lines) as a function of TWT (s), shown on the semblance. These RMS velocities profiles have been applied to the stacked profile shown in Ca. (c) Stack section centered around CDP 8001 after NMO velocity picking, based on the first determination of velocities presented in Cb and B black line.

raphy obtained at DSDP (Deep Sea Drilling Project) hole 242 and IODP (Integrated Ocean Drilling Program) hole 1476, both located ~500 km west of Mayotte (inset in Figure 1), as well as ties with seismic lines of offshore Madagascar [Leroux et al., 2020]. Our revised seismic stratigraphy builds on these studies

and the identification of four remarkable seismic markers in the sedimentary cover: top Miocene, top Oligocene, Cretaceous-Paleogene unconformity (K/Pg), and the Turonian volcanism event (Figures 3 and 4). Since they bracket the basaltic layer, they put strong constraints on the timing of Mayotte volcan-
<figure><img src="image_49.png" /></figure>

**Figure 3.** (A) Migrated profile MAOR21D01 with (B) interpretation from CDP 5000 to CDP 17000 (150 km, see Figure 1 for the location of the profile. The Fani Maore volcano is located at CDP 12900. (C) Termination of the basaltic layer on the southern (a) (vertical exaggeration ×4) and in the northern (b) (vertical exaggeration ×8) part of the line. Sediments are onlapping on its top.
ism. These markers are distinctively followed in the southern part of the profile but are more difficult to identify to the north of the new volcano.

The K/Pg unconformity is a distinct event recognized in the seismic profiles throughout the West Southern basin [Franke et al., 2015, Mahanjane, 2014]. Offshore northern Madagascar, this unconformity is well marked in the lines crossing the offshore Majunga Basin [Leroux et al., 2020]. One of these lines (ION GXT 1300) crosses our MAOR21D01 profile at CDP 7400 (Figure 3A, B, green vertical line) allowing us to correlate the medium amplitude reflector, more clearly visible at 6.75 s TWT at CDP 6000 (Figure 4), to the K/Pg unconformity (K/Pg blue line in Figures). A series of reflectors is onlapping the K/Pg unconformity at the southern end of the profile. Below the K/Pg reflector, we interpret a package of high amplitude and low-frequency discontinuous reflectors (TV in Figures 3 and 4, orange line) as corresponding to the Turonian volcanism that has been evidenced in the Diego and Majunga basins offshore Madagascar [Coffin and Rabinowitz, 1987, Leroux et al., 2020].

We identify a strong reflector as the top Oligocene horizon, based on the seismic stratigraphy used in Franke et al. [2015, TO in Figures 3 and 4] and the DSDP hole 242. This Oligocene horizon is well defined in the Rovuma basin [Mougenot et al., 1986] and can be followed from there up to the eastern flank of the Davie Ridge [Franke et al., 2015] and toward the Comoros Archipelago. Finally, we identify a top Miocene horizon (TM in Figures 3 and 4) at the same depth than the top-Miocene unit found in the IODP hole 1476 [235 m below sea floor, location in Figure 1; Hall et al., 2017].

## 4.2. *Description of the basaltic layer*

The top of the basaltic layer is a clear, strong reflector all along the MCS line (Figures 3A, B, and 4). To the south of the new volcano, this reflector gently dips ~1° southward, in continuity with the slope of the Mayotte edifice, measured from the bathymetric data in a sediment-free area. From the seismic image, it is clear that the sedimentary layers on top of the basaltic layer are progressively onlapping the top reflector on both sides of the Fani Maore volcano (Figure 3Ca). The top of the basaltic layer is highly reflective and smooth except where conic-shaped edifices are locally observed. Small conic-shaped edifices,

~500 m wide and ~200 m high, are most clearly imaged around CDP 7000 in the distal part of the volcanic layer (Figure 3). Another volcano around 4 km large and 150 m tall is observed at CDP 9600. To the north of this edifice, the top basaltic basement becomes rougher and irregular for ~20 km, before stepping upward and reaching the recent volcano area. A medium amplitude discontinuous flat reflector at ~5.7 s TWT is identified as the base of the basaltic layer. This reflector is characterized by his reverse polarity, more clearly visible on the northern part of the profile (see the red line in Figures 3Cb, 4, 5 and 6). This layer thins southward and ends as a single reflector at ~5.7 s TWT depth at the southernmost end of the MCS line (Figure 3).

In the southern part of the MCS line, three seismic facies are identified within the basaltic layer (pink, blue and green units to the south of the Fani Maore volcano in Figures 3-5). To the north, the facies of the basaltic layer appears more or less uniform (cyan layer to the north of the new volcano in Figures 3B and 5c). We interpret the deepest seismically transparent layer with a mean thickness of ~0.5 s TWT (~1000 m) as representing the main volcanic flow unit (see the pink layer in Figures 3B and 4c). It extends from CDP 5590 to CDP 12800 along ~91 km. Closer to the submarine volcano, a second basaltic unit overlays the bottom one, but still below the seismically distinct top reflection of the flow unit (blue layer in Figures 3B and 5c). This layer has a smaller extent (~33 km) and thickness (~0.25 s TWT, i.e., ~500 m on average) when compared to the main volcanic unit. The thickness of the upper part of the basaltic layer is highly variable and reaches 0.4 s TWT (800 m) close to the new volcanic edifice (see the green layer in Figures 3 and 5). To the north of the Fani Maore volcano, the basaltic layer extends from CDP 13500 to CDP 16500 (~35 km) and is made of a flat-lying unit (cyan layer in Figures 3B and 5c). A distinct step in the top reflector of this layer at CDP 14200 might represent a lava front. Close to the new volcano, the volcanic unit is ~0.3 s TWT thick (~700 m) while it thins to ~0.2 s TWT (~400 m) to the north of the step.

## 4.3. *The seal bypass systems*

Below the volcanic layer, numerous seal bypass systems [as defined by Cartwright et al., 2007] are ob-
<figure><img src="image_50.png" /></figure>

**Figure 4.** (a) Seismic stratigraphic horizons and associated facies identified at CDP 6000 (line MAOR21D01) TM: Top Miocene, TO: Top Oligocene, K/Pg: Cretaceous/Paleogene unconformity, TV: Turonian volcanism; (b, c) same profile at CDP 10000 and identification of seismic facies: basalt layer, sills, seal bypass system, and the top of the acoustic basement.

served (reddish domains in Figures 3–5). These seal bypass systems are recognized as chaotic chimney-like seismic facies running vertically through the sedimentary units. There, the typical continuous reflection pattern of the sedimentary units is replaced by scattered and strongly attenuated reflections. Locally, pull-up effects, due to vertical variations in velocity resulting from the occurrence of high-velocity magmatic material, disturb the geometry of the sedimentary units (as observed in TWT). Because there is often a progressive change of the seismic facies toward the centers of the seal bypass systems, defining precisely the edges of this seismic facies is difficult. The high-velocity basaltic layer above also acts as a screen filter and masks the imaging of the lower parts. Therefore, we only show the largest and best-defined seal bypass systems in Figures 3, 5 and 6. Such seal bypass systems are more numerous to the south of the new volcano while the chaotic seismic facies is more pervasive at a small

scale in the northernmost part of the profile. There, beside smaller systems, we observe two seal bypass systems that cuts through the volcanic layer and the recent sedimentary layer rising up to the seafloor (Figure 3A, B; CDP 15700 and CDP 16600). At the end of the profile (CDP 17000) we observe some seal bypass system corresponding to the volcanic activity of the Jumelles ridges (Figure 1). All other seal bypass systems (without counting the seal bypass system present under the Fani Maore volcano) are sealed by the main volcanic layer. Seal bypass systems are narrow below small volcanic edifices and wider below the larger edifices, the largest one being observed beneath the new East-Mayotte volcano (Figure 5b, c). Numerous saucer-shaped bright reflectors, often organized step-wise, are observed both inside and at the border of the seal bypass systems. Although their shape might result from pull-up effects or migration artifacts (CDP 12700; at 5.0 s TWT), we interpret most of these bright amplitude reflectors as sills (Fig-
<figure><img src="image_51.png" /><figcaption>**Figure 5.** (a) Bathymetric profiles converted in s TWT plotted on the seismic profile MAOR21D01. Purple is from SISMAORE cruise [Thinon et al., 2020, 2022] dark blue from the HOMONIM project [SHOM, 2016a]. Parallel bathymetric profiles from SISMAORE cruise on either side of the seismic profile are projected onto the seismic profile. Seismic reflections above the purple line in the northern and southern parts of the volcano could be seismic side echoes from late flows on its flanks. (b, c) Close up view of the Fani Maore volcano from CDP 12000 to 13500 (18.75 km length, see Figure 3 for the location) and its interpretation. We identify the latest lava flows building the volcano since 2018 (in blue, purple and orange) and the paleo-seafloor (top of green surface); we define distinct facies into the basaltic layer (see Figure 6 for explanations).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_52.png" /><figcaption>**Figure 6.** (a, b) Close-up view of the southern part of the MAOR21D01 profile from CDP 9500 to 11000 showing the seismic facies within the basaltic layer and below it within the seal bypass systems (see Figure 3 for the location).</figcaption></figure>

ures 3A, B, 4, 6, and 7) [Medialdea et al., 2017]. We thus interpret the disturbed seismic facies in the seal bypass systems as the result of a network of almost vertical dykes or fractures, not imaged in seismic reflection, in which fluids and/or melt are rising from crustal or sub-crustal levels, up to the submarine volcanic edifices.

## 4.4. *The new volcanic edifice*

We use the bathymetric grid collected by the SHOM (Service hydrographique et océanographique de la marine) in 2014 [SHOM, 2016b, 2014] to obtain a time converted profile of the paleo-seafloor, using water interval velocity (the pull-up is not corrected). We superimpose this paleo-seafloor on the MCS profile

(see the blue line in Figure 5a). This paleo-seafloor is not flat but shows some conic-shaped edifices that can be correlated with a strong undulating reflector in the MCS profile (see the green layer in Figures 3b and 5c). This reflector joins the seafloor at CDP 12500 to the south and CDP 13300 to the north defining the 10 km wide base of the new volcano (Figure 5b, c). To the north, the recent volcanic material abuts the adjacent smaller and older edifice (green in Figures 5, 7). To the south, the seafloor at the foot of the new volcano is flat if corrected for the pull-up effect from high-velocity material and at the same depth as the small older volcanic edifice to the south (CDP 12500 Figures 3, 5 and 7). This strongly argues for the presence of sediments at the seafloor there, rather than a magmatic flow unit. Indeed, between
<figure><img src="image_53.png" /></figure>

**Figure 7.** 3D close-up view of the Fani Maore volcano area with the interpreted seismic line MAOR21D01, converted in depth using our stack velocity model (see Supplementary material 1).
this paleo-seafloor and the main volcanic layers at depth (pink and cyan layers in Figures 3 and 5) we identify a ~0.11 s TWT (~140 m) thick unit which contains locally some fine reflectors that we propose to correspond to sedimentary layers. A few bright reflectors are also observed within this unit that could correspond to volcanic flows (α in Figures 3B and 5). Finally, under the Fani Maore volcano and below the basaltic layer, a series of subparallel reflectors corresponding to a sedimentary unit 1.75–2 s TWT thick (~2.2–2.5 km) is identified lying on the top of the acoustic basement (Figures 5 and 7). Numerous bright saucer-shaped reflectors (i.e., sills) are imaged both within and outside the large seal bypass system delineated below the new volcano.

Above the paleo-seafloor, i.e., within the Fani Maore volcano, we attempt to identify different seismic units based on their more or less transparent facies and specific geometries of reflectors (Figure 5c). Superimposing time corrected bathymetric profiles from either side of the seismic profile onto the seismic image (Figure 5a, black and green lines) shows that the southern and northern upper parts of the new volcanic edifice may correspond to seismic side echoes generated by late lava flows on the flanks (light blue areas in Figure 5c). The strongest reflectors, which are almost parallel to each other and are dipping away from the central and shallowest part of the volcano, are marking changes of seismic facies. Therefore, we interpret them as corresponding to the main lava flows at the end or start of the volcanic events building the successive volcanic cones (Figure 5c in purple and blue). Smaller and weaker reflectors within some of these seismic facies look similar to those found in lava deltas (see within the blue domain in darkest blue Figure 5c) indicating lateral progradation of the edifice flanks during the volcanic events. Thanks to a previous bathymetric survey in May 2019 [Feuillet et al., 2021] we could identify a single small post May 2019 lava flow in our profile (in orange in Figure 5).

**5. Evolution of the volcanism**

Parallel lava flows dipping away from the volcano's shallowest part indicate that they were likely fed by a single magma conduit. We propose that the new volcano was formed through successive eruptive events building stacked cones and associated flows. These

lava flows covered the pre-existing conic-shaped edifices of the paleo seafloor. Following the results from Berthod et al. [2021b] and Berthod et al. [2022], the single small post May 2019 lava flow (in red in Figure 5) shows that most of Fani Maore edifice imaged by our seismic reflection profile was built between May 2018 and May 2019, correlated to the beginning of the seismic crisis. This lava flow and the underlying one appear to cover an about 140 m-thick sedimentary unit with minor volcanic additions in it (see α in Figure 5). Assuming a 3 cm/ky sedimentation rate, measured at IODP well 1476 [Hall et al., 2017], a ~4.6 Ma long period of tectonic quiescence with little volcanism, if any, is roughly estimated at this location.

The main magmatic phase that resulted in the formation of the deep basaltic units is obviously older. The distinct seismic facies of this main basaltic layer together with the numerous seal bypass systems feeding several volcanic edifices on top of it reveal a complex volcanic evolution around Mayotte Island with at least three volcanic phases. The thickest, deepest, and thus oldest, basaltic layer with its flat base parallel to the underlying sedimentary units, has the widest extent. Considering the location of the seismic line on the flank of Mayotte Island and the gentle slope of the basaltic layer inline with the one of the Mayotte edifice, it is likely that this volcanic layer corresponds to the submarine portion of the Mayotte Island volcanic edifice (Figures 3A, B, 6a, b, and 7). Following Leroux et al. [2020], we attribute this volcanic episode to the very early formation of Mayotte Island. The southern end of this volcanic layer lies below the inferred top-Oligocene seismic horizon (~23 Ma, Figures 3 and 4). Volcanism at Mayotte Island may thus have begun significantly earlier than previously thought [20 Ma, Michon, 2016]. We estimate the onset of this volcanism between 26 and 27 Ma ago by taking the 0.13 s TWT difference between the top-Oligocene horizon and the most distant part of the main volcanic layer (130 m at 2 km/s) and assuming a 30–35 m/Ma constant sedimentation rate during the Oligocene. We will reassess this age of the onset of volcanism at Mayotte and the nearby Comoros islands using the other MCS lines from the SISMAORE cruise in a forthcoming paper. We note that this age coincides with the beginning of the rift-related volcanism in the southern East African Rift System [26–25 Ma in the Rukwa Basin; Roberts
et al., 2012], as well as in Central Madagascar [28 Ma in the Ankaratra province, Bardintzeff et al., 2010]. Following Michon [2016] and Michon et al. [2022], this contemporary onset of volcanism suggests a genetic link at a regional scale.

## 6. Conclusions

The interpretation of a newly acquired multichannel seismic reflection profile across the new volcano in the east of Mayotte reveals that several distinct magmatic phases affected the area. The most recent phase resulted in the formation of the Fani Maore volcano through eruptive events building successive cones with associated flows since May 2018. The geometry of the lava flows around the submarine volcano suggests a melt supply through a single magma conduit. The new volcano sits on a ~140 m thick sedimentary layer, as inferred from the seismic reflection pattern, suggesting a period of volcanic quiescence. Beneath this sedimentary layer exists a major, volcanic layer up to ~1 km thick and extends as far as ~91 km to the south and ~33 km to the north of the recently formed submarine volcano. This unit is made up of several different seismic facies that may indicate successive volcanic phases. We interpret this major volcanic layer as being part of the early construction of the Mayotte volcanic edifice, with the presence of a complex magmatic feeder system below, being composed of many saucer-shaped sills and seal bypass systems. A ~2.2–2.5 km thick sedimentary unit is found between the main volcanic layer, below the new volcano, and the top of the crust. The identification of the top-Oligocene seismic horizon above the deepest tip of the main volcanic layer indicates that the onset of the volcanism at Mayotte Island may be older than previously thought.

## Conflicts of interest

Authors have no conflict of interest to declare.

## Acknowledgments

This paper is a contribution of COYOTES and SISMAORE teams (http://www.geocean.net/coyotes/doku.php?id(start). It benefited from the previous works of the REVOSIMA community. The processing

and the detailed analysis of these geophysical and geological data are carried out mainly in the framework of the ANR COYOTES (ANR-19-CE31-0018, https://anr.fr/Projet-ANR-19-CE31-0018) project funded by the French ANR (Agence Nationale de Recherche) and the BRGM. The SISMAORE cruise was mainly funded by the Flotte Océanographique Française (FOF) and by the BRGM. We thank CGG for allowing us to use the CGG Geovation software in CNRS labs. We thank Captains P. Moimeaux and G. Ferrand, the crews and technicians from the R/V Pourquoi Pas? (FOF by IFREMER/GENAVIR). Thanks to the BRGM regional department of Mayotte. Thanks to REVOSIMA and DIRMOM for their assistance with the cruise during the COVID sanitary crisis. Masquelet's Ph.D. is funded by Sorbonne Université, via the ANR COYOTES.

## Supplementary data

Supporting information for this article is available on the journal's website under https://doi.org/10.5802/crgeos.154 or from the author.

## References

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Thinon, I., Lemoine, A., Leroy, S., Paquet, F., Berthod, C., Zaragosi, S., Famin, V., Feuillet, N., Boymond, P., Masquelet, C., Mercury, N., Rusquet, A., Scalabrin, C., Van der Woerd, J., Bernard, J., Bignon, J., Clouard, V., Doubre, C., Jacques, E., Jorry, S., Rolandone, F., Chamot-Rooke, N., Delescluse, M., Franke, D., Watremez, L., Bachlery, P., Michon, L., Sauter, D., Bujan, S., Canva, A., Dassie, E., Roche, V., Ali, S., Sitti Allaouia, A. H., Deplus, C., Rad, S., and Sadeski, L. (2022). Volcanism and tectonics unveiled in the Comoros archipelago between Africa and Madagascar. *C. R. Géosci.*, 354(S2), 7–34.

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CHAPITRE IV. *Le volcanisme des Comores et le
lien avec le rift Est-Africain*
# Introduction

Contexte de l'article en préparation de soumission dans le journal scientifique Solid Earth sur la thématique du volcanisme des Comores et son lien éventuel avec le Rift Est Africain intitulé :

The volcanism at the Comoros Archipelago, Madagascar and the East African Rift System: what is the link?

Dans la continuité de la découverte d'une phase volcanique majeure liée à l'édification de Mayotte, et datée grâce à la construction d'une stratigraphie sismique cohérente, à 28 Ma, nous avons identifié et cartographié plus en détail les phases volcaniques d'édification de l'ensemble des structures volcaniques de l'archipel des Comores, grâce à la sismique rapide (SISRAP), acquis durant la campagne SISMAORE. Cette étude nous permet de contraindre géographiquement et temporellement ces édifices volcaniques. Enfin, nous replacerons dans un contexte géodynamique régional le timing de formation de ces structures.
# The Volcanism at the Comoros Archipelago, Madagascar and the East African
Rift System: what is the link?

Charles Masquelet1, Daniel Sauter2, Sylvie Leroy*1, Matthias Delescluse3, Nicolas
Chamot-Rooke3, Isabelle Thinon4, Louise Watremez5, Anne Lemoine4, Dieter Franke6,
Sebastien Zaragosi7, Jean Claude Ringenbach8, Luc Beaufort9

1 Sorbonne Université, CNRS, Institut des Sciences de la Terre de Paris (ISTeP), Paris,
France

2 Institut Terre et Environnement de Strasbourg (ITES), CNRS Université de Strasbourg,
Strasbourg, France

3. Laboratoire de Géologie de l'École Normale Supérieure (ENS), CNRS, Paris, France

4 Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM), Orléans, France

5 Université de Lille, CNRS, Université Littoral Côte d'Opale, IRD, UMR 8187 - LOG -
Laboratoire d'Océanologie et de Géosciences, Lille, France

6 Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR), Hannover, Deutschland

7 Université de Bordeaux, EPOC UMR 5805, Pessac, France

8 TotalEnergies SE, CSTJF, Pau, France

9 Centre Européen de Recherche et d'Enseignement en Géoscience de l'Environnement,
CEREGE, CNRS, Aix-en-Provence, France

Sorbonne Université, CNRS, Institut des Sciences de la Terre de Paris (ISTeP), 4 place
Jussieu, Paris, France

<footnote>*Corresponding author: sylvie.leroy@sorbonne-universite.fr</footnote>
Abstract

The origin of the Comoros archipelago in the western Indian Ocean has been a subject of intense debate for approximately fifty years. Various mechanisms have been proposed to explain its formation, ranging from the impact of a mantle plume to the development of a plate boundary between the Somalia and Lwandle plates. Determining the timing of the volcanic activity is crucial to understanding the archipelago's origin. Despite recent geochronological studies, the age of the initial volcanic eruptions on the islands remains uncertain due to the difficulty of accessing the earliest lavas. In this study, we utilize high-quality seismic reflection profiles and regional stratigraphy to identify the first volcanic series that marked the onset of volcanism on each island of the Comoros Archipelago. Our findings reveal that localized volcanic activity began around 32 Ma at Zélée & Geyser banks and Mayotte edifice, the eastern portions of the archipelago, much older than previously believed. Approximately 8-9 Ma, volcanism became widespread, affecting the entire archipelago from the northern part of the Mayotte edifice to Mohéli Island in the west. This was followed by volcanic activity on Anjouan Island and the Jumelles seamounts around 4 Ma, and finally, about 2 Ma, Grande Comore Island experienced volcanic activity. This progression of ages from East to West indicates a chronological sequence over time. The timing of Comoros' volcanism bears remarkable similarities with the temporal evolution of magmatism at Madagascar and along the East African Rift System (EARS). The magmatic activity began in the upper Oligocene, followed by a quiescence period during the Middle Miocene, and later resumed in the late Miocene, coinciding with the widespread deformation along the EARS, including its offshore branches and Madagascar. Our study demonstrates that the regional tectonic control of volcanic activity in the Comoros archipelago started during the Early Miocene. Therefore, we suggest that along the Comoros archipelago, the developing offshore branch of the EARS, to the south of the Somalian plate, may have been initiated as early as the Early Miocene times.
# 1. Introduction

The Comoros archipelago is located in the north Mozambique channel between northern Madagascar and the Davie Ridge (Fig. 1A). The islands Grande Comore, Mohéli, Anjouan and Mayotte together with the Zélée & Geyser banks separate the Somalia basin to the north and the Comoros basin to the south (Fig. 1B).

The origin of the Comoros archipelago has been the subject of lively debate for some fifty years. It has been interpreted as due to the impingement of a mantle plume under a moving oceanic lithosphere (Emerick and Duncan, 1982). This early model was mainly based on geomorphology, coupled with very few early radiometric ages. The latter were interpreted as indicating a general age progression along a Comoros-northern Madagascar-Seychelles trend that was inferred to be consistent with a hotspot origin (Emerick and Duncan, 1982). While hotspot volcanism may be supported by the enriched mantle signature of the lavas in Grande Comore (Class et al., 2009), the general E-W trend of the Comoros archipelago does not match the northward absolute motion of the Somalia plate (Morgan and Morgan, 2007). Additional age determinations subsequently questioned the proposed age progression of volcanism, and it was proposed that magmatism was rather controlled by deep lithospheric faults, possibly linked to an inferred wide continent-ocean transition (Nougier et al., 1986; Tzevahirtzian et al., 2021). More recently, the seismicity along the Comoros archipelago has been interpreted as resulting from a nascent plate boundary (Bertil et al., 2021; Famin et al., 2020). The emplacement of the volcanic edifices would be controlled by a right lateral wrenching of the lithosphere between the Somalia and Lwandle plates (Famin et al., 2020), a lithosphere-scale dyke intrusion (Feuillet et al., 2021), and/or pre-existing crustal heterogeneities (Thinon et al., 2022) (Fig. 1).

Despite recent geochronological works (e.g. (Quidelleur et al., 2022)) the onset of the volcanism along the archipelago remains poorly known due to the difficulty of accessing the earliest lavas. Yet, establishing the timing of the volcanism is crucial to understand the origin of the archipelago. By estimating the volume of each edifice combined with magma production rates and geochronological data, Michon (2016) proposed that the magmatic activity started first in Mayotte at about 20 Ma, and second, almost simultaneously, in Anjouan, Mohéli, and Grande Comore at about
<figure><img src="image_54.png" /></figure>

<figure><img src="image_55.png" /></figure>
Figure 1: A: Tectonic plates between the East Africa Rift System, Somalia basin, and Indian Ocean. The branches of the East African Rift System are shown in dashed purple lines (from Michon et al., 2022). Small circles indicate earthquakes from the USGS catalog with >4.5 magnitude. IODP 1476A and DSDP 242 sites are indicated by a red and yellow dot, respectively. The black frame shows the location of Fig. 1B. B: Location of the 48-channel (black lines) and 960-channel (red lines) seismic reflection profiles from the SISMAORE cruise offshore the Comoros archipelago. N'Droundé and Mwezi volcanic provinces are shown in violet and pink, respectively. Thick blue lines indicate the part of the profiles shown in the following figures 2-13. Thin magenta lines indicate the BGR seismic profiles of the R/V Sonne SO-231 cruise and thin brown lines indicate the profiles of the R/V L'Atalante PTOLEMEE cruise. Green lines indicate the TGS lines used in this study. EMVC stands for East Mayotte Volcanic Chain, a line of numerous volcanic structures observed on the seafloor, including the recent Fani Maoré volcano (Feuillet et al., 2021).

10 Ma. However, these estimations are poorly constrained. Here, we rather follow the approach of Lebas et al. (2018) who used seismic reflection profiles to image the structure of the La Réunion volcanic edifice, characterize the seismostratigraphy around the volcanic apron and propose a model of evolution for this island. We use more than 50 previously unpublished high-resolution multichannel seismic reflection profiles between the islands of the Comoros archipelago to track the first volcanic units that mark the onset of volcanism at each island. We show that volcanism began ~32 Ma, much earlier than thought before. Finally, we discuss the evolution of the Comoros archipelago within the context of the developing offshore extension of the East African Rift System (EARS).

## 2. Geological Background

Marine geophysical data have been used to show that the EARS extents offshore along the Davie Ridge and the northern Mozambique continental margin (Franke et al., 2015; Mougenot et al., 1986) forming a Southeastern branch (Chorowicz, 2005) (Fig. 1). The southward continuity of this branch has been evidenced along the Quathlamba seismic axis between Madagascar and southern Mozambique (Courgeon et al., 2016; Deville et al., 2018) and up to the Natal province where this branch merges with the NS trending Western branch (Michon et al., 2022) (Fig. 1A).

Seismicity in the northern Mozambique channel is of moderate intensity and localized along the Davie Ridge and the Comoros archipelago (Bertil et al., 2021;
Lemoine et al., 2020). Before May 2018, no recent eruption or notable seismic activity was reported around Mayotte but at that time, a major phase of seismo-volcanic activity started and gave birth to the large 820 m high and 5 km in diameter submarine Fani Maoré volcano sitting at approximately 3500 m water depth (Feuillet et al., 2021; Lemoine et al., 2020). This seismicity together with previous sparse focal mechanisms suggests mainly strike-slip faulting with a NE-SW normal component (Feuillet et al., 2021; Lemoine et al., 2020). Deformation is thought to be concentrated within a 200 km-wide and 600 km-long right-lateral shear zone along the Comoros (Famin et al., 2020; Thinon et al., 2022). The absence of deformation to the south of the archipelago does not confirm the results from GNSS modelling which inferred a ~600-km-wide zone of deformation between the Rovuma microplate and the Somalian plate extending across large swaths of Madagascar and the Comoros islands (Stamps et al., 2021). Therefore, a fourth easternmost branch in the EARS, has been proposed by (Michon et al., 2022) along the Comoros archipelago and Madagascar (Fig. 1). The volcano-tectonic corridors of the Comoros archipelago, the Davie ridge, Madagascar and the Quathlamba axis, would then delineate the northern part of the Lwandle plate (Michon et al., 2022) (Fig. 1A).

Volcanism in the northern Mozambique Channel has been widespread since the Early Cretaceous (Roche and Ringenbach, 2022; Sauter et al., 2018). It was initiated after the onset of seafloor spreading between Madagascar and Africa and continued in several phases until the present day. In the West Somali Basin and the northern Mozambique Channel, the oldest regional magmatic phase occurred in Late Cretaceous times, likely in relation to the breakup of Madagascar and Greater India. Flood basalts erupted between 92-83 Ma both onshore and offshore Madagascar (Leroux et al., 2020). From seismic stratigraphy, (Leroux et al., 2020) suggested that the volcanic emergence of the Glorieuses seamounts, northeast of the archipelago, occurred during this Turonian phase, much earlier than Zélée & Geyser banks and Mayotte Island. Considering the well-developed insular shelf around Moheli and Mayotte (Tzevahirtzian et al., 2021) proposed that the volcanism of Moheli is significantly older than that of Anjouan and Grande Comore. Assuming magma production rates and estimating the magma volume of the Mayotte edifice, Michon (2016) suggested that there, the magmatic activity started about 20 Ma while the oldest sampled lavas are ~6 Ma old (Rusquet et al., in rev). Holocene tectonic and volcanic
activity has been highlighted on Anjouan, Mohéli, and Mayotte islands (Quidelleur et al., 2022; Rusquet et al., rev).

North of the Comoros archipelago, weak magnetic anomalies related to the spreading ridge of the Somalia basin argue for a typical oceanic lithosphere e.g. (Davis et al., 2016). To the south, in the Comoros basin, the nature of the crust is less clear, with poorly-defined magnetic anomalies and gravity structures. It has been proposed that the continental passive margin of northern Madagascar may extend northward up to the Comoros (Nougier et al., 1986). However, recently, Roche and Ringenbach (2022) used seismic reflection profiles to show that oceanic crust is present to the southwest of the Grande Comore and Moheli islands. Wide-angle seismic data also showed the presence of oceanic crust on the eastern flank of the Davie Ridge, at 14.5°S (Vormann et al., 2020; Vormann and Jokat, 2021). The abyssal plain around the Comoros archipelago remains very little explored, which may explain the debates regarding the geodynamics of the northern Mozambique Channel. To fill this gap, a total of ~8300 km of high-resolution seismic reflection profiles has been collected during the SISMAORE oceanographic cruise onboard “R/V Pourquoi pas?” in 2021 (Fig. 1B) (Thinon et al., 2020).

# 3. Method

## 3.1. Data acquisition and processing

Two sets of seismic reflection data were collected during the SISMAORE cruise (Thinon et al 2020; 2022), one with 960 and the other with 48 channels. Both are jointly used for seismic interpretation. The first set of multichannel seismic (MCS) data was collected using a 6000-m-long streamer with 960 channels spaced at 6.25 m intervals, towed at 10 m depth. Streamer position was determined by a tail buoy GPS and compasses. The seismic source comprised 16 airguns in two clusters, totaling ~82 L (4990 in³), also towed at 10 m depth. The airguns were triggered every 40 s at a mean vessel speed of 4.8 knots, with a record length of 20 s and a 2 ms sampling rate. CDPs were spaced 3.25 m apart. Processing involved creating supergather CDPs by merging 4 CDPs in a 12.5 m bin, achieving a fold of 60. Geovation® software (by CGG) was used for trace editing, amplitude correction, velocity analysis, normal move-out correction
<figure><img src="image_56.png" /><figcaption>Figure 2: A) Seismic processing using the velocity picking in red line. RMS velocities (purple lines) as a function of TWT (s), shown on the semblance, are applied on the seismic profile. B) Seismic processing using the velocity picking in black line. RMS velocities (purple lines) as a function of TWT (s) applied on the seismic profile. Example of interval velocity as a function of the two-way travel time (black line). C) Final seismic image after application of the full processing workflow with velocity inversion (black line). These RMS velocities profiles have been applied to the stacked profile. This velocities profile delimits the high velocity layer. The purple line indicates the top of the high velocity layer and the open black circles indicates the base. At the base of this layer, some horizons with reverse polarity are observed.</figcaption></figure>
FK-filtering, SRME and RADON multiple attenuation, and predictive deconvolution. Post-stack, Kirchhoff finite-difference time migration was finally performed after further velocity analysis. Velocities were manually picked every 200 CDP to define the model (see Fig. 2). Initial picks indicated significant signal loss below ~5.25 s TWT after stacking (Fig. 2A). We improved the stack iteratively by raising the RMS velocity at that depth (black line in Fig. 2B and improved stack). The most distinct reflectivity in the sedimentary column emerged with a pronounced increase in interval velocity, followed by a velocity inversion defining a 4 km/s layer between 5.25 s and 5.55 s TWT (Fig. 2B). Seismic reflectors beneath this layer (Fig. 2C) exhibited enhanced coherency with that velocity inversion. There, interval velocities are needed to return to levels expected for typical sedimentary layers (2-3 km/s; Fig. 2).

The second set of (multichannel) seismic data was recorded using a source comprising two GI air guns (2.46 L, 300 in³) and a 600-m-long, 48-traces multichannel streamer operated at c.a 9.7 knots (fast and “light” SISRAP® seismic system designed by Ifremer). These multichannel seismic reflection data were processed using classical steps, including denoising, CDP gathering (fold 6), binning at 12.5 m, normal move-out, stack, and post-stack time migration. All the seismic reflection profiles presented are time-migrated with Geovation®.

## 3.2. Seismic interpretation method

Our approach involves identifying a buried basaltic layer to determine the age of the onset of volcanic activity at each of the islands. Masquelet et al., (2022) have identified such a basaltic layer along an MCS profile across Mayotte Island's volcanic edifice and the recently erupted Fani Maoré volcano (Fig. 2C). This volcanic layer thickens toward Mayotte Island and reaches the seafloor close to the Fani Maoré volcano (Masquelet et al. 2022). It thins away from this volcano extending within the sedimentary cover to approximately 5.5 s TWT depth (Masquelet et al., 2022). It is characterized by a ~4 km/s interval velocity typical of compound-braided lava flows or hyaloclastites (Nelson et al., 2009). This fast velocity contrasts with the 2-3 km/s interval velocities that are observed both below and above this volcanic layer and which indicate sedimentary layers (Masquelet et al., 2022) (Fig. 2C). The sedimentary layers above the volcanic layer are characterized by horizontal, thin, long and continuous reflectors that onlap the top of the volcanic layer which is well marked by a southward deepening strong reflector corresponding to a significant velocity gradient.
<figure><img src="image_57.png" /></figure>

Figure 3: SISRAP 48-channel seismic reflection profile south of Mayotte Island, with its interpretation (A), and blowups (B). B2 shows the chaotic seismic facies of the high velocity layer and B1 shows the transition to a series of parallel reflectors. The light pink corresponds to the volcanic series between the Top May1 and Base May1 reflector. α indicates the place where the volcanic series becomes concordant with the sedimentary units. See the location in inset and in Fig. 1.

The top of this layer mimics the gentle ~1°slope deepening away from Mayotte Island, as measured from the bathymetric data in sediment-free areas. Small conic-shaped edifices are locally observed sitting on top of this volcanic layer (Fig. 2C). Below, numerous seal bypass systems, as defined by Cartwright et al., (2007) were observed by Masquelet et al., (2022) (Fig. 3A). These seal bypass systems are sealed by the volcanic layer and correspond to vertical chimney-like seismic facies where the typical continuous reflection pattern of the sedimentary units is replaced by scattered and strongly attenuated reflections. They include locally several saucer-shaped bright reflectors interpreted as sills. The base of the volcanic layer exhibits at some place reflectors of reverse polarity (Fig. 2C). Within the volcanic layer, the chaotic seismic facies corresponds to stacked short (1-5 km long) high-amplitude reflectors (Fig. 2C). These reflectors are generally flat-lying but, locally display a slightly concave
downward shape. The configuration of the reflectors within the chaotic facies suggests that they represent interbedded volcanic flows and possibly clastic material resulting from intermittent eruption phases linked to the gradual deposition of flows from discrete magma pulses (Magee et al., 2013) (Masquelet et al., 2022). Considering the characteristics of this volcanic layer both (Leroux et al., 2020) and (Masquelet et al., 2022) proposed that it likely corresponds to the submarine portion of the Mayotte Island volcanic edifice.

We built on these previous works and focused on the deepest and more distal part of this volcanic layer to explain our interpretating method. This layer is well-imaged by both the MCS and the SISRAP profiles. Figure 3 presents a SISRAP profile, located 50 km south of Mayotte Island (Fig. 1B). As in the MCS profiles, the top of the volcanic layer is well marked by a strong reflector (Top May1 in Fig. 3B). Above the May1 series, between 4.6 and 5.5 s TWT, medium to low amplitude horizontal sedimentary reflectors are onlapping this Top May1 reflector. This reflector reaches the seafloor, close to Mayotte Island while it deepens away from the island, becoming horizontal in the southern part of the profile (Fig. 3A). There, the Top May1 reflector is highly reflective, flat, and smooth (~5.55 s TWT) with slight undulations northward and upward. The chaotic seismic facies within the volcanic layer (hereafter named the May1 series) is characterized by a distinct high amplitude reflector at its base (Base May1 in Fig. 3B). This reflector is prominent, horizontal, and continuous in the southern part of the profile but discontinuous toward Mayotte Island. As this volcanic layer is the deepest and thus earliest indication for magmatic activity, we thus attribute the Base May1 reflector to the early volcanic formation of Mayotte Island, in accordance with Leroux et al. (2020) and Masquelet et al. (2022). At the southern end of this SISRAP profile, the chaotic seismic facies within the volcanic layer gives way to a group of 5-6 horizontal strong reflectors that becomes concordant with both above and below sedimentary reflectors (such place is quoted α in Figures 3B, 4 and in the following figures). The transition from the chaotic facies to the concordant strong reflectors argues for a change from mainly basaltic material to volcanic-derived sediments like tephras (Calvès et al., 2011). Further away from the islands we also identified the place where the reflectivity of these deepest volcanic reflectors drops dramatically. This place is quoted β in Figure 4 (and in the following figures). Figure 5 shows a MCS profile crossing and perpendicular to the SISRAP profile in Figure 3. We interpret this
<figure><img src="image_58.png" /></figure>

Figure 4: Schematic illustration of a basaltic layer part of a volcanic edifice of the Comoros archipelago on a seismic reflection profile exhibiting the parameters taken into account in our seismic interpretation. The age of the onset of the volcanism is deduced from the difference in TWT (time) between a dated stratigraphic horizon and the base of the volcanic layer. This difference is measured where the layer is reduced to a few reflectors lying in concordance with the sedimentary layers. The age is then calculated as follows: age of the horizon + (time/2 * internal velocity for the sediments) / sedimentation rate. α indicates the place where the base of the volcanic series becomes concordant with the sedimentary layers and β indicates the maximum extent of the volcanic series where the reflectivity of the volcanic reflectors drops dramatically which is interpreted as a change of facies from volcanic products to pelagic sediments.

change in reflectivity as a lateral change of facies from volcanic products to pelagic sediments marking the extent of the initial building phase of each volcanic edifice. From the above description we conclude that the May1 series, i.e. the submarine prolongation of the Mayotte Island volcanic edifice, can be observed in both the SISRAP and MCS profiles. We thus used all the seismic profiles of our data set to identify the volcanic layers around each island of the Comoros archipelago and track the places where each volcanic layer becomes concordant with the sedimentary layers (α). At these places we measured the TWT difference between the base of the volcanic series and the closest identified stratigraphic horizon (Fig. 4). This TWT difference was then converted in thickness using the mean internal velocity for the sediments between the stratigraphic horizon and the base of the volcanic layer. Assuming a constant sedimentation rate (see below) we then derived the age of the onset of volcanism at these places. Finally, we averaged these ages determined on the seismic profiles around each island. Moreover, we mapped the maximum extent of the initial building phase of each volcanic edifice (β). We stress that we cannot have access to the duration of the volcanic phases as the reflector marking the top of the volcanic layers cannot be interpreted as an isochron
<figure><img src="image_59.png" /></figure>

Figure 5: (A) NE-SW trending 960 multichannel seismic reflection (MCS) profile south of Mayotte and Mohéli and its interpretation (B) showing the relation between May1 and Moh volcanic series, the places where these volcanic series become concordant with the sedimentary layers (α) and the maximum extent of the volcanic series (β) (see location in inset and in Fig. 1).
Before using this approach and describing the volcanic series in our dataset, we first present the seismic stratigraphy of the Comoros Basin used to bracket the age of the volcanic reflectors.

4. Seismic Stratigraphy

Our set of seismic reflection data in the Comoros Basin (Fig. 1B) was tied to the
stratigraphic framework, summarized in Fig. 6. This stratigraphy is based on the
relatively well-known stratigraphy of the northern Mozambique Channel and the West
Somali Basin (Coffin and Rabinowitz, 1992; Franke et al., 2015; Mahanjane, 2014;
Mougenot et al., 1986; Roche and Ringenbach, 2022). To establish correlations, we
initially compared the post-Paleogene strata with the drilling results from DSDP Site
242 (Simpson et al., 1974) and IODP Site 1476 (Hall et al., 2017), building upon earlier
studies (Franke et al., 2015). Additionally, we examined the offshore stratigraphy of
the Morondava Basin, west of Madagascar to ensure coherency.

The IODP Site 1476 is located on the Davie Ridge at the northern entrance of the Mozambique Channel and close to the DSDP site 242 (Fig. 1B and 6B). We used the M753GeoB08-205 seismic reflection profile shot across IODP site U1476 during the R/V Meteor Cruise M75/3 (2008) (see IODP site survey data bank). We identified a top Miocene reflector (TM in Fig. 6B) at the depth of the top Miocene unit found in the IODP Hole 1476 (~150 mbsf (Hall et al., 2017)). We assume an age of 5.3 Ma for this TM horizon using age-depth relationships based on calcareous nannofossils and planktonic foraminifers of IODP site 1476 (Hall et al., 2017). Leveraging the crossing points between our seismic data set and the M753GeoB08-205 profile, we extended the TM horizon towards the Comoros archipelago, 500 km away. We started to the West using profiles of the R/V Sonne cruise SO-231 across the DSDP site 242 (Franke et al., 2015; Klimke et al., 2016) going eastward using TGS lines partly published by Leroux et al. (2020) to reach the profiles of the SISMAORE survey (Figs 1B & 6C, D, E, F). A 3 cm/kyr mean sedimentation rate from the top Miocene until the present day was obtained from the results of IODP Site 1476 (Hall et al., 2017), and confirmed by sediment cores of the R/V Marion Dufresne SCRATCH cruise (2021) to the South and North of Mayotte (Berthod et al., 2021) (Fig. 7).

Similarly, we identified a prominent reflector as the top Oligocene horizon (TO in
Fig. 6B), based on the stratigraphy of DSDP Site 242 that reached late Eocene
<figure><img src="image_60.png" /><figcaption>**Figure 6:** Seismic stratigraphy of the Comoros Basin. (A) Map showing the location of the seismic sections selected to illustrate the strategy of interpretation and the seismic horizons correlations. (B) Seismic profile across the DSDP site 242 correlated to the east to the seismic profiles from TGS (C) and (D) toward the Comoros basin. The seismic profile crossing the</figcaption></figure>
DSDP site 242 is also correlated in the north with the SO 231 profile from BGR (E) and with the SISMAORE profiles (F) and (G). In this method, the Top Miocene (TM; 5.3 Ma), Top Oligocene (TO; 23 Ma), Cretaceous-Paleogene unconformity (K/Pg; 66 Ma) are identified in the Comoros basin and correlated with the previous studies from Franke et al. (2015) and Mougenot et al. (1986). (H) shows the Vaucluse well published by Delaunay (2018) and a TGS profile published by Tari et al. (2017) in the Morondava basin that we used to confirm our interpretation, by performing profile-to-profile correlations from the Morondava basin up to the Comoros basin (see A for location).

sediments (Simpson et al., 1974). This TO horizon is well-defined in the Rovuma Basin (marker A1 in (Mougenot et al., 1986) Fig. 6G) and can be followed from there to the eastern flank of the Davie Ridge (O horizon of (Franke et al., 2015) Fig. 6G). We have traced this TO reflector starting from the DSDP site 242 and the SO-231 profiles towards the Comoros archipelago using the same set of seismic profiles as for the TM horizon (Fig. 1 & 6B and 6E). We assume an age of 23 Ma for this horizon following the age model of Simpson et al. (1974). A ~3 cm/kyr mean sedimentation rate from the top Oligocene to the top Miocene was obtained both from the results of DSDP site 242 (Simpson et al., 1974) and the depth difference between the TO and TM horizons (0.55 s TWT, ~550 m using 2 km/s, for 18 Ma) in the Comoros basin centre (Fig. 6F).

For consistency, we also identified the Cretaceous-Paleogene unconformity (K/Pg) (Fig. 6). The K/Pg unconformity is an obvious distinctive event in the seismic profiles across the West Somali basin and offshore Majunga Basin (Franke et al., 2015; Leroux et al., 2020; Mahanjane, 2014). A series of reflectors onlap the K/Pg unconformity that is easily distinguishable in the profiles perpendicular to the Madagascar margin (Fig. 5, 6D & 6H). The mean sedimentation rate for the entire Paleogene period is estimated at 3-3.5 cm/kyr).

To check our seismic stratigraphy, we extended the Paleogene sedimentary succession of the Morondava Basin offshore Madagascar northward. This sequence is well constrained by correlating the stratigraphic tops from adjacent wells drilled on the shelf (e.g. Vaucluse well; Fig. 6H) (Delaunay, 2018; Geiger et al., 2004; Hernández-Molina et al., 2022). High-resolution seismic reflection profiles were used for linking the Morondava Basin to the Comoros Basin (Tari et al. 2017) (Fig. 6H). Since the TO and TM horizons, which we tracked eastward from the West Somali Basin match in depths closely to those tracked northward from the Morondava Basin, we
conclude that our seismic stratigraphy of the Comoros Basin aligns with the previous
regional stratigraphic framework. Thus, it can be used to estimate the age of the
seismic volcanic reflectors associated with the onset of volcanism in the Comoros
archipelago.

In the following, we show that the succession in depth of the volcanic layers
beneath each island allows for assessing the relative chronology of the onset of the
volcanism beneath the Comoros archipelago. We are aware that the ages deduced
from the mean TWT difference between the volcanic reflectors and the identified
stratigraphic horizons are crude estimations. We derived errors from the standard
deviation calculated on the measurements of these differences in TWT on as many
seismic profiles as possible. We also consider variations in the sedimentation rate and
in the internal velocity together with possible errors when identifying and extending the
volcanic reflectors. As a result, we are confident that the error on our age estimation
for each of the volcanic reflectors is less than 1 Ma for the deepest reflectors using the
TO horizon as a reference and less than 0.5 Ma for the shallowest horizons using the
TM horizon as a reference.

<figure><img src="image_61.png" /></figure>

Figure 7 (A) Stratigraphy and sedimentation rates in the Somalia and Comoro basins and (B) locations of the cores. Cores MD21-3602 and MD21-3604 age models and sedimentation rates has been established through benthic foraminifera δ18O (P. wuellerstorfi) and LR04 δ18O benthic stack (Lisiecki and Raymo, 2005) correlation. Core MD21-3605 age model and sedimentations rates are based on Coccolithophorids acme zones Pseudoemiliania lacunosa and Emiliania huxley.

**5. Results**

**5.1. Offshore Mayotte Island**
We tracked the top and the base of the May1 series to the east of Mayotte Island using both the MCS and SISRAP profiles. Fig. 8 shows such an ENE-WSW trending SISRAP profile (see Inset and Fig. 1B for location). There, as to the South of Mayotte Island, the Base May1 reflector is horizontal and continuous at ~5.5 s TWT far away from the Island (see α in Fig. 8), but shallows and becomes discontinuous toward the island. However, contrasting with Fig. 2, while the May1 series is layered in concordance with the underlying sedimentary successions in the eastern part of the profile, it is covered by a distinct volcanic chaotic facies (see Fig. 8C3D3). This facies is up to ~500m thick (0.25 s TWT calculated with 4 km/s). In some sections, there is a small but clear package of thin layered reflectors between Top May1 and this chaotic facies, at ~5.25 s TWT (Fig. 9C2D2) while in other profiles the Top May1 is marked by a slight but distinct change of the seismic facies (Fig. 9C1D1). We, therefore, attribute this chaotic facies to a distinct volcanic series, hereafter named May2. This May2 series was already identified in the MCS profile across the Fani Maoré volcano (see the figure 3 in (Masquelet et al., 2022)). This May2 chaotic facies either thins progressively with increasing distance to Mayotte Island and terminates in a set of strong reflectors in concordance with the sedimentary layers (like for May1, see α in Fig. 9), or gives way to a seismic facies that we tentatively interpreted as a mass transport complexes (MTCs, Fig. 8). This transition is shown in Fig. 8C3D3 where S-shape reflectors within the MTC suggest internal compressional deformation. An analysis of this inferred mass transport complex is beyond the scope of this paper.

In Fig 10 the distribution of the May2 series is presented at a regional scale. The May2 chaotic facies forms a broad ridge, named the Mayotte Ridge hereafter. Close to Mayotte Island, this ridge is crowned by the Fani Maoré volcano and the Eastern Mayotte Volcanic Chain (EMVC) that is observed on the seafloor (Feuillet et al., 2021; Thinon et al., 2022). The undulated and interrupted Top May2 reflector is interpreted as resulting from a rough layer which is highly disturbed by numerous younger volcanic edifices (Fig. 8C2D2 & 10). The Mayotte Ridge is ~100 km wide on the MCS profile closest to Mayotte Island and narrows eastward along a general WNW-ESE trend, similar to the orientation of the EMVC. It is entirely buried by sediments at ~50 km from Mayotte Island and terminates at ~90 km from the island (Fig. 10). The edges of this ridge often correspond to a step in the volcanic edifice of Mayotte (Fig. 10) (Feuillet et
<figure><img src="image_62.png" /></figure>

**Figure 8:** ENE-WSW trending SISRAP 48-channel seismic reflection profile east of Mayotte (A) interpretation of the profile (B), blowups (C), and associated interpretation (D). The light pink and light blue correspond to the May1 and May2 volcanic series, respectively. α and β as in Fig. 4-5. MTC? Mass Transport Complex? See the location in inset and Fig. 1B.

al., 2021; Thinon et al., 2022). The inferred MTCs are observed both in the front and on each side of the Mayotte Ridge (Figs 8 & 10).

Above the May2 series, a single strong horizontal reflector (May3) is clearly imaged at ~5.05 s TWT depth (Figs 8 & 9). Like the May1 and May2 set of reflectors, its reflectivity diminishes with increasing distance to the island and becomes similar to the sedimentary reflectors close to the distal end of the May2 facies (see β Fig. 8 & 9). Toward the island, the May3 reflector becomes part of a set of 4-5 strong reflectors and merges with the Top May2 to form the base of the EMVC (Fig. 9C1D1 & 10).

Because numerous recent submarine volcanoes (Thinon et al., 2022; Tzevahirtzian et al., 2021) obscure the structure of the volcanic series to the North of Mayotte, both May2 and May3 reflectors could not be extended there and are only mapped in the eastern part of the Mayotte Island. Only one seismic profile to the north of Mayotte shows a volcanic series (May4) that we could link to the Mayotte volcanic edifice
<figure><img src="image_63.png" /><figcaption>Fig. 9: NS trending SISRAP 48-channel seismic reflection profile East of Mayotte. Same caption as Fig. 8. See location in inset and Fig. 1B.</figcaption></figure>

(Fig. 11A). There, the Base May4 reflector is discontinuous while the Top May4 is continuous and strong above an internal chaotic facies. The May 4 series is mostly less than 400 m thick (0.2 s TWT with 4 km/s), thins northward, and gives way to a couple of reflectors concordant with the seismic sedimentary units ~100 km away from Mayotte Island (see α in Fig. 11A).

Assuming that the interlayered sedimentary sequences have very likely a non-magmatic origin, we interpret the May1, May2, May3 and May4 sequences as resulting from distinct volcanic phases. The TO horizon is lying 0.13 s TWT on average above the May1 reflectors (Fig. 8) indicating an approximate age of 27 Ma for the Base May1 reflector (see Supplementary Table 1). Where the Base May2 is separated by an underlying sediment package from the Top May1 reflector, it is located 0.06 s TWT above the TO horizon and is thus dated at 21 Ma. This sediment package is not observed on all profiles, and locally the May2 chaotic facies is found on top of the May1 reflector, close to the TO horizon (23 Ma) (Fig. 10). The observation that the May2 chaotic facies extends further to the East of Mayotte Island than the May1 chaotic facies