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UNIVERSITE PIERRE ET MARIE CURIE, PARIS VI

Olympus Mount, Mars

Alexandre Masloup-Ansault Conseiller: M. Henri Sabatier DEUG B Science de la terre Laboratoire de pétrographie Module de Physique: SV4 SCVT 14 - VT 11 Année: Mai 1996

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"L'hypothèse, mot bien mal choisi pour traduire l'acte spirituel suprême par lequel la poussière de l'expérience prend figure et s'anime au feu de la connaissance."

Theilhard de Chardin

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AVANT-PROPOS

C'est à travers un long voyage sur les fonds sous-marins, où s'exerce une activité volcanique intense, que nous tenterons de caractériser l'évolution des connaissances en matière de points chauds et, d'après les résultats de récentes recherches, d'apporter des compléments d'informations au modèle initial présenté par Wilson [1963] et Morgan [1971, 1972].

Nous verrons comment, vingt-trois ans plus tard, les chercheurs se sont aidés des

nouvelles technologies pour confirmer certaines hypothèses et en émettre d'autres. Les connaissances récemment acquises nous permettent-elles de confirmer leur modèle?

MOTS-CLES: Points-chauds, Tectonique des plaques, Panaches mantelliques, Convection, Lithosphère, Manteau, Géochimie, Sismologie, Zones de faiblesses.

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Le volcanisme sous-marin associé aux points chauds.

INTRODUCTION PREMIERE PARTIE: Description et Répartition des points chauds

o DETERMINATION DES AGES DU VOLCANISME INTRAPLAQUE

A) Les difficultés rencontrées B) Les interprétations qui en découlent

o DISTRIBUTION SPATIALE DU VOLCANISME INTRA-OCEANIQUE

o UN VOLCANISME ISOLE

A) Interaction entre Points-chauds et Dorsales actives B) Interactions entre Points chauds et les zones de fractures

o UN VOLCANISME ALIGNE: LE MODELE D'HAWAII

o D' AUTRES ZONES DE FAIBLESSES?

A) Points chauds et lignes chaudes B) Points chauds et zones de frontière de second ordre

DEUXIEME PARTIE: Phénomènes géochimiques et convectifs associés aux points chauds

o L'EMPREINTE CHIMIQUE DES POINTS CHAUDS

A) Qualité de la lave comparée aux autres structures volcaniques B) Géochimie isotopique et réservoirs du manteau

o STRUCTURES INTERNES

A) Interactions entre la lithosphère et le manteau supérieur 1° l'aide des travaux de sismologie

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2° surcharges intra-plaques et réponse de la lithosphère B) Convection mantellique

TROISIEME PARTIE: Participations et Conséquences présumées de ce type de volcanisme

o DANS LES ZONES DE SUBDUCTION

o DISTENSIONS INTRA-PLAQUES LIEES AUX POINTS CHAUDS et AULACOGENES

CONCLUSION

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INTRODUCTION C'est au début du vingtième siècle que le météorologue allemand Alfred Wegener

émet l'hypothèse de la dérive des continents. Cette hypothèse, très controversée à l'époque, était basée sur la complémentarité des profils des continents: ainsi la pointe du Brésil et le Golfe de Guinée, les Caraïbes et l'Afrique de l'ouest, le Groenland et l'Amérique auraient formés, selon ses estimations, il y a 70 millions d'années un continent unique: la Pangée.

Trente ans plus tard, c'est en touchant les fonds océaniques que les géophysiciens

découvrent des dorsales, des fosses et des zones de fractures. Les premières formes des chaînes de montagnes qui s'étendent dans les vallées abyssales sur plus de soixante-mille kilomètres et culminent à deux-mille cinq cent mètres, en moyenne. Les secondes taillent des zones profondes sur le pourtour du pacifique; quant aux troisièmes, elles sont perpendiculaires aux premières. Le tout indiquant que le plancher océanique, qui porte aussi bien les océans que les continents, fonctionne à la manière des trains de bois pris dans les glaces d'une rivière gelée. Cette théorie, se trouvant être confirmée par les inversions successives du champ magnétique terrestre, nous projeta au stade suivant: celui de la tectonique des plaques.

C'est en essayant de comprendre l'organisation des fonds sous-marins qu'ont été

découvertes des structures volcaniques intra-océaniques quasi-linéaires dont certaines sont en partie émergées. Ce sont Wilson [1963] et Morgan [1971, 1972] qui ont avancés pour la première fois l'hypothèse des points chauds. Ils ont expliqué ainsi l'origine de la formation des rides et bombements situés dans les bassins océaniques, qui seraient l'expression sus-jacente de la présence d'un panache prenant sa source dans le manteau profond.

Si la progression des âges du volcanisme est supposée régulière, le mouvement des

plaques passant au-dessus des points chauds, alimentés en magma par ces panaches, engendre des traînées de volcans éteints. Les points chauds et leurs traînées volcaniques enregistreraient donc le déplacement des plaques. Ils permettraient ainsi de faire la distinction entre les continents immobiles, au cours de l'évolution des plaques et aux dimensions géologiques, et ceux qui ne le seraient pas. Il a ainsi été démontré que le continent africain n'aurait pas bougé depuis près de trente millions d'années.

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PREMIERE PARTIE: Description et Répartition des points chauds

o LES AGES DU VOLCANISME INTRAPLAQUE

A) Les problèmes liés à la détermination des âges L'alignement des édifices volcaniques se faisant de façon continue au passage de la

plaque océanique au-dessus d'un point chaud implique qu'il y ait aussi une évolution des caractères morphologiques de ces édifices: seul celui situé à l'aplomb de ce point chaud, donc le plus récent possède une certaine activité, tandis que ses prédécesseurs qui s'enfoncent progressivement par subsidence sous le niveau de l'océan voient leur activité diminuer de la même façon.

Cet enfoncement au cours duquel on passe d'une île à un atoll par l'érosion

progressive de l'édifice volcanique n'est pas fait pour faciliter la détermination de leurs âges respectifs sur un alignement de plusieurs d'entre eux. La datation radiométrique des échantillons se trouve être d'une grande fiabilité à condition que les échantillons prélevés n'aient pas été altérés, or la plupart des édifices sont immergés.

Ce sont les parties émergées qui nous ont fourni jusqu'à présent la plus grande partie

des échantillons, mais ceux-ci ne reflèteraient vraisemblablement que les phases tardives de la mise en place de l'édifice. Cependant l'accès à la base des édifices se révèle possible grâce à des forages profonds sur roches nues, mais cette technique récente et très coûteuse n'a fourni qu'une poignée d'échantillons.

Actuellement nous n'avons donc que des estimations indirectes sur la période de mise

en place de la partie principale des volcans intra-océaniques. Les auteurs sont en général très partagés, certains d'entre eux [Shaw, 1973] pensent

que la mise en place de ces édifices s'est étalée sur plusieurs millions d'années, tandis que d'autres [Mc Dougall et Duncan, 1980] ne la voient durant qu'un millions d'années. Il est très probable cependant que le modèle de Morgan et Wilson, nous conduise à une durée de mise en place très courte de façon à ce que les édifices volcaniques soient séparés et de faibles dimensions. Un volcanisme de point chaud lié à l'activité d'une dorsale rapide construirait des massifs très allongés regroupant plusieurs édifices volcaniques.

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Pour illustrer ces phénomènes, Goslin et Maia [1993] ont pris l'exemple suivant: dans le Pacifique (dont l'expansion varie entre 10 et 11cm par an) un magmatisme continu et intense, pendant environ 5 millions d'années, formerait des édifices allongés atteignant les 500 km de longueur; tandis que des périodes de 0,5 à 1 million d'années formeraient des édifices moins allongés de 50 à 100 km.

B) Les résultats: les âges des alignements océaniques intraplaques

A l'époque où Morgan et Wilson ont proposé leur modèle, ils ne disposaient pas d'autant de données que de nos jours sur les âges relatifs et absolus des différents édifices, les seules qu'ils avaient provenaient de l'alignement d'Hawaii. C'est précisément cette affluence de connaissances qui a forcé les scientifiques à apporter d'autres hypothèses sur la régularité avec laquelle se ferait l'alignement des édifices volcaniques.

En effet l'hypothèse qu'ils proposaient impliquait une progression linéaire des âges des

îles au fur et à mesure de leur alignement, or des problèmes se posent sur les variations des rapports âge/distance prévues par cette hypothèse (le coefficient directeur de cette droite fournissant une idée de la vitesse absolue de la plaque lithosphérique par rapport au panache, et de ce fait par rapport au manteau). On s'en rend d'ailleurs bien compte si l'on regarde l'alignement des Cook-Australes en Polynésie française [Turner et Jarrard, 1982]: les plus jeunes îles, dont les âges varient entre un et deux millions d'années, comme Rarotonga qui se situe à l'extrémité nord-ouest de l'archipel, se trouvent à plus de 2000 km du volcan censé ponctuer la position actuelle du point chaud ayant formé la chaîne; le volcan Mc Donald.

Une telle irrégularité de la variation des rapports âges/distances ne s'explique, selon

Morgan et Wilson , que par la présence (dans une île de l'archipel présentant un ou plusieurs magmatismes définis montrant de grandes irrégularités âge/distances) sous-jacente de trois points chauds, dans les Cook-Australes, alignés dans le sens du mouvement absolu de la plaque Pacifique, forcément très proches les uns des autres.

Une telle disposition n'est pas unique, des similitudes ont été observées pour des îles

des archipels de la Société et des Marquises, cette région de hot-spot renferme plusieurs volcans actifs: le volcan émergé de Mehetia et plusieurs seamounts (Teahitia, Moua Pihaa, Rocard) de deux milles mètres de haut ou plus et distants les uns des autres de quelques dizaines de kilomètres, où toutefois les intervalles séparant les différentes phases d'activités sont plus courts (1 à 2 Ma environ) que pour les Cook-Australes [Brousse et al., 1990; Deraison et al., 1991].

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Pour les îles de la Société la surface d'activité volcano-sismique s'étend sur près de 1000 km², ce qui nous donne une idée de l'étendue d'un point chaud. Il existe aussi des alignements dont les intervalles entre les différentes phases d'activités sont espacées d'une vingtaine de millions d'années pour les monts sous-marins de Corner Rise dans le nord de l'Atlantique [Tucholke et Smoot, 1990]. De plus certaines îles peuvent présenter des réactivations 4 Ma après leur phase d'activation. Ces phénomènes, si l'on se réfère au modèle de Morgan et Wilson, ne sont pas faciles à interpréter, on ne peut donc être que très prudent à ce sujet.

Même si quelques améliorations peuvent être apportées au modèle initial, il est fort

probable que la création de longues chaînes volcaniques s'explique par une grande stabilité et une grande persistance du point chaud par rapport au manteau.

Un bon exemple est celui de la chaîne Hawaii-Empreur car les résultats des datations

des échantillons, récoltés en plusieurs endroits de la chaîne, nous permettent d'affirmer que le point chaud originel est resté actif depuis environ 70 millions d'années et continue à l'être. La construction de cette chaîne se faisant de façon linéaire plus on s'éloigne de la position actuelle du point chaud, situé à l'aplomb du Loihi au sud-est du Kilauea à Hawaii, on remarque une discontinuité dans l'alignement vers 43 Ma avec un changement linéaire de direction dont l'origine date d'il y a 73 Ma.

Il existe, cependant, des alignements qui caractérisent vraisemblablement des

panaches de courte durée de vie: les Marquises (7 Ma) ou les îles de la Socièté (5 Ma). De là deux hypothèses peuvent être formulées: on relève soit des interruptions fréquentes dans l'activité des panaches, soit que ces panaches ne soient pas capables de percer la lithosphère et laisser des traces de leurs présences [McNutt et al]., 1989].

o DISTRIBUTION SPATIALE DU VOLCANISME INTRA-OCEANIQUE

Les travaux d'altimétrie dans les domaines de courtes longueurs d'ondes ont permis de localiser des structures des reliefs sous-marins, la surface d'observation globale a permis de mettre en évidence de nouveaux reliefs jusqu'alors insoupçonnés [Dixon et Parke, 1983; Sandwell, 1984; Craig et Sandwell, 1988].

D'après les dernières données il n'y aurait qu'une dizaine de points chauds qui auraient

été actifs depuis dix millions d'années. La plupart forment des dômes pouvant atteindre près de 200 km de diamètre.

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On arrive ainsi à recenser selon Burke et Wilson 122 points chauds dont 69 sont

répartis sur les continents et 53 sous les mers. Parmi ces derniers 15 se situeraient sur les dorsales médio-océaniques tandis que 9 autres resteraient à proximité de celles-ci. C'est sur la plaque africaine que se trouve concentré le plus grand nombre de points chauds: sur ces 43, vingt-cinq sont sur le continent lui-même, 8 dans les océans et une dizaine sur les dorsales qui la bordent.

Une autre manière de compter le nombre des points chauds serait de recenser tous les

bombements thermiques dont les caractéristiques géophysiques et morphologiques ressemblent à celles des points chauds, mais qui ne présentent pas pour autant d'activité volcanique, il faudrait aussi s'intéresser aux volcans situés sur la plaque océanique, répertorier ceux se trouvant sur les continents, et enfin ceux dont la contribution est apportée lors d'un mécanisme de subduction (ces derniers sont très difficiles à déterminer car le volcanisme engendré est bien trop important et complexe pour que l'on puisse s'en assurer).

o UN VOLCANISME ISOLE

A) Interaction entre Points-chauds et Dorsales actives

Des recherches ont montré que certains appareils volcaniques pouvaient être le résultat

de l'association d'un point chaud et d'un volcanisme de dorsales. Certains édifices intra-océaniques isolés comme l'Islande et les îles des Açores dans l'Atlantique Nord auraient pu prendre naissance au niveau des dorsales puis portés par la croûte océanique auraient été entraînés au large par l'expansion des fonds océaniques. A cela viennent s'ajouter la composition chimique des laves qui caractérisent ce type de volcanisme: elles sont à la fois de type tholéïtique et alcalines. Ainsi la grande quantité de lave émise par les îles volcaniques situées sur les dorsales explique pourquoi ces îles, comme l'Islande ou les Açores, sont émergées tandis que le reste de la dorsale se trouve être submergé. C'est donc modestement que les points chauds contribuent à l'expansion océanique.

C'est en 1963 que Shor et Pollard évoquent des zones de faiblesses dans le plancher

océanique, vingt-cinq ans plus tard Lindwall montre à partir d'une interprétation de profils de sismique de réfraction à deux bateaux que même la chaîne d'Hawaii, considérée le point chaud de référence, s'est installée sur une zone dite de faiblesse.

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On peut donc se demander si les panaches agissent tels des chalumeaux perçant l'écorce terrestre pour y laisser leurs traces, ou si ils profitent de ces faiblesses...

B) Interactions entre points chauds et les zones de fractures

Les volcans sous-marins des zones de fractures ont été formés pendant des phases

extensives et/ou de cisaillement tectonique. Ces dernières proviendraient des fluctuations des directions d'accrétion au niveau des failles transformantes, entraînant de ce fait la création d'édifices volcaniques ponctuels et isolés, ou de rides orientées parallèlement à l'axe de la faille.

C'est le cas de Garrett et Siqueiros dans le Pacifique oriental, de Saint-Paul's Rock

dans l'Atlantique [Hékinian et al., 1991; Melson et al., 1967].Toutefois l'activité de rides obliques peut agir sur les zones transformantes et faciliter l'établissement d'une activité volcanique [Londsale, 1983].

L'utilisation d'un submersible facilitant les observations sous-marines, Hékinian et

al.[1991], ont montré au niveau de la faille de Garrett, dans Pacifique Sud, l'existence d'un volcanisme récent dont l'origine magmatique semble différente de celle de la dorsale adjacente.

Si l’on considère que ces fractures affaiblissent la lithosphère océanique, peut-être

existe-il des conduits privilégiés très profonds acheminant, des sortes de pipe-lines, qui selon Goslin et Sibuet [1975], Epp [1984], Sandwell [1984], et McNutt [1989], canaliseraient ces panaches vers une zone de fracture et/ou de failles transformantes. D'après certains de ces auteurs une telle hypothèse impliquerait que le tracé géométrique du point chaud en surface soit contrôlé par le rapport entre les dimensions de l'anomalie du manteau et l'espacement de ces zones de faiblesse pré-existantes, la ride de Walvis en serait un exemple.

Un tel schéma implique: ~ une grande difficulté pour déterminer le mouvement des plaques à l'aide des traces

laissées par les points chauds, pour atténuer cette difficulté il a même été proposé que les points chauds ne soient pas fixes par rapport au manteau : donc qu'ils bougent les uns par

rapport aux autres, ou que des groupes de points chauds soient mobiles par rapport à

d'autres groupes [Jurdy, 1990; Norton, 1995].

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~ une autre difficulté réside dans la qualité de laves émises associées aux basaltes des points chauds, au cours de sa canalisation vers des zones fragilisées, le magma peut avoir

une histoire très complexe aboutissant à des différences entre sa composition géochimique et les hétérogénéités du manteau [Vidal et al., 1987; Barling et Goldstein, 1990].

o UN VOLCANISME ALIGNE: LE MODELE D'HAWAII

De la même façon on attribuera aux points chauds la cause de ces alignements dont

seule l'extrêmité la plus récente peut encore être active, les archipels d'Hawaii et de Tuamotu-Pitcairn en font partie. Certaines chaînes volcaniques peuvent être entièrement sous-marines, c'est le cas de la ride du 90 ème méridien dans l'océan Indien, elles peuvent aussi être complètement éteintes comme les îles Kerguelen.

C'est en se basant sur le degré d'érosion et les critères géomorphologiques que James

Dana [1838] estima les âges respectifs des îles de l'archipel d'Hawaii. Il remarqua ainsi que les âges augmentaient au fur et à mesure que l'on progressait vers le Nord-Ouest à partir du Mauna Loa et du Kilauea, actuellement actifs. Il entreprit ainsi les mêmes recherches sur des archipels voisins comme Rapa, les îles Cook, Tubai, Tuamotu, ou les îles Pitcairn, et remarqua comme pour Hawaii que les âges croissaient en se déplaçant vers le Nord-Ouest. C'est ainsi qu'il mit en évidence le parcours apparent de la plaque Pacifique.

Des observations plus récentes nous ont permis de découvrir un alignement sous-

marin de guyots, les Monts de l'Empereur, dont le prolongement fait un angle d'environ 60° avec l'archipel d'Hawaii.

Selon Burke et Wilson, il faudrait remonter au XIII ème pour en comprendre

l'explication: c'est à cette époque que le mathématicien Léonard Euler démontra que les mouvements rotatoires étaient les seuls qui pouvaient exister à la surface d'une sphère.

Ainsi, Jason Morgan, montra-t-il que les plaques étaient probablement en rotation

autour d'un pôle unique, le changement de direction dans l'alignement des îles d'Hawaii et des Monts de l'Empereur (datant de 43 Ma), impliquant alors un changement de pôle de rotation [L'évolution du Pacifique, Heezen et McGregor].

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D'autres pensent que ce changement de direction serait dû au mouvement des points chauds, ceux-ci bougeant beaucoup plus lentement que les plaques lithosphériques, c'est le cas de Ian Norton [1995] dont les recherches étaient basées sur des données en relation avec les inversions du champ magnétique terrestre.

o D' AUTRES ZONES DE FAIBLESSE ?

A)Points chauds et lignes chaudes

Une étude récente menée par Maia et Diament [1991] sur le géoïde altimétrique a

permis de distinguer des zones où les longueurs d'ondes du géoïde atteignent 200km, qui seraient, selon eux, associées à des phénomènes intra-lithosphériques; d'autres zones sont caractérisées par des longueurs d'ondes supérieures à 400 km, très régulières et continues, qui franchissent la dorsale Est-Pacifique. C'est d'après ces résultats qu'ils émettront l'hypothèse d'une convection secondaire à la base de la lithosphère. Si ces convections secondaires existent bien cela nous forcera à croire que le trajet du magma des points chauds est loin d'être aussi régulier que celui décrit dans le modèle de Morgan et Wilson.

Une autre observation montre que tous les points chauds connus du Pacifique se

situent sur les hauts de ces ondulations dont certaines peuvent se prolonger au-delà des points chauds jusqu'à une dorsale; ainsi Goslin et Maia se demandent si dans cette région du Pacifique la présence simultanée de ces lignes chaudes du manteau supérieur, de zones de faiblesses, et dorsales actives (à certaines périodes), n'aurait pas été responsable du volcanisme intraplaque y existant.

B) Points chauds et zones de frontières de second ordre

Les zones de frontières de second ordre ne sont définies que selon des critères

exclusivement cinématiques. Leur existence est le résultat de la recherche de modèles cinématiques cohérents [Olivet et al., 1986]. Ce sont des zones où se produisent des mouvements relatifs entre les plaques, d'ordre de grandeur inférieur à ceux qui traversent d'autres frontières de plaques actives, dites de premier ordre.

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Ces zones de frontières de second ordre sont de dimensions limitées dans l'espace, existent dans les endroits où des reconstructions satisfaisantes n'ont pu être obtenues à certaines époques sur toute la longueur d'une frontière entre des plaques majeures (par exemple les rides de Svendrup et de Yermak dans le Bassin arctique, la ride Groenland-Islande-Faeroes, la ride Açores-Biscaye, la ride du 90ème est, le plateau de Kerguelen-Gaussberg et zones intra-continentales en Afrique, Amérique du Sud, et même Europe du nord). Elles existent aussi lorsqu'elles participent au mouvement entre les plaques majeures.

La caractéristique dominante des zones de frontières de second ordre est une activité

polyphasée (critère cinématique). Longtemps après un premier épisode de fonctionnement elles semblent réactivées. Si cette réactivation se fait en extension, elle aboutit à la mise en place d'un relief intraplaque le long de la zone de frontière de second ordre [Batiza, 1981].

D'après Goslin [Workshop Intra-plaque ODP, Paris, 1989] cette hypothèse permet

d'expliquer l'absence de progression des âges de mise en place le long de certains reliefs intraplaques. Toutefois une telle hypothèse présente une contradiction avec le modèle de Morgan et Wilson pour lesquels le volcanisme intraplaque est la marque des seuls déplacements absolus des plaques au-dessus des zones anormales du manteau.

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DEUXIEME PARTIE: Phénomènes géochimiques et convectifs associés aux points chauds

o L'EMPREINTE CHIMIQUE DES POINTS CHAUDS

A) Qualité de la lave comparée aux autres structures volcaniques

La géochimie étant l'étude chimique des roches, dans notre cas il s'agit de basalte, montre quelques différences entre les laves émises par les points chauds et celles émises au niveau des dorsales appelées MORB (Mid-Océanic Ridge Basalts). A première vue comme toutes les roches silicatées elles sont toutes deux constituées de silicium (Si), d'aluminium (Al), de fer (Fe), de magnésium (Mg), de calcium (Ca), de sodium (Na), de potassium (K) et de titane (Ti); or on remarque les différences suivantes:

~ au niveau des dorsales la teneur en Fe et en Mg serait supérieure,

~ au niveau des basaltes des points chauds, c'est la teneur en lithium (Li) en Na et en K qui confère à ce type de lave une richesse particulière en alcalins, ce qui est plutôt rare aux frontières des plaques. On suppose donc que l'origine de ces basaltes est liée à des

remontées adiabatiques de laves provenant du manteau profond dont l'ascension se ferait à l'aide de cellules de convections localisées elles aussi dans le manteau.

~une troisième catégorie de lave propre à un volcanisme de subduction donnerait lieu à des andésites caractérisant les chaînes de montagnes, telle la Cordillère des Andes, ou

les arcs insulaires, dont la teneur en Ca, Na, Si, et K est caractéristique.

Ces différentes laves émises marquent donc chimiquement le volcanisme et le caractérisent, c'est ainsi que l'on peut affirmer que tous les édifices volcaniques d'un même archipel ont tous été formés avec le même type de lave, provenant d'un volcanisme de point chaud.

L'étude des éléments présents sous forme de traces (dont la teneur est inférieure à

0,03%) a permis de déterminer la signature particulière des laves émises par les points chauds; elles présenteraient donc des teneurs supérieures en K, en rubidium (Rb), en phosphore (P), et en Ti par rapport aux basaltes des dorsales; cela démontre donc que la source des basaltes des panaches est un réservoir n'ayant pas subi autant de fusions successives que ceux des basaltes des dorsales, ainsi leurs origines ne seraient pas communes.

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B) Géochimie isotopique et réservoirs du manteau

La géochimie isotopique fait appel à des rapports entre la teneur d'éléments stables

avec celle de leurs isotopes. Actuellement les mesures effectuées confirment non seulement la richesse des basaltes des points chauds mais démontrent aussi que les deux types de réservoirs auraient cessé de communiquer depuis près de 2 milliards d'années. De nos jours les phénomènes de mélange entre ces deus réservoirs distincts n'ont été repérés qu'à certains niveaux des dorsales, comme en Islande.

Ainsi les mesures ont montré que le rapport isotopique 87Sr / 86Sr avait une valeur

moyenne de 0,7027 pour les basaltes des dorsales et une valeur de 0,704 pour les basaltes des points chauds [Nicolas, 1990], ce qui confirme bien que les sources de ces basaltes sont réellement distinctes.

Toutefois ces résultats nous conduisent à corriger l'opinion que l'on se faisait de la

richesse du manteau, dont apparemment seuls les points chauds seraient représentatifs, les réservoirs des dorsales étant sujets à de multiples fusions partielles n'ont donc pas la même composition qu'à leurs origines respectives.

o STRUCTURES INTERNES

A) Interactions entre la lithosphère et le manteau supérieur

1° l'aide des travaux de sismologie

Les interprétations des différents tirs ou sondages effectués sur terre ou depuis des

bateaux [Shor et Polar, 1963; Recq et al., 1990...] ont permis de mettre en évidence [Goslin et Maia, 1993] certaines caractéristiques sismiques de la croûte sous des reliefs intraplaques:

~ la présence d'une couche pélagique (carbonatés car on est encore au-dessus de la

CCD; courbe de compensation des carbonates au-dessous de laquelle les carbonates sont dissous), soit de sédiments qui recouvrent ces reliefs,

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~ sachant que le moho sismique, marquant la limite entre croûte et manteau, est généralement situé entre 15 et 30 km, on remarque une anomalie sous des reliefs comme

Madagascar ou Kerguelen [Sinha et al., 1981; Recq et al., 1990] où le moho serait remplacé par une zone de transition résultant d'une importante fracturation qui permettrait

l'hydratation du manteau supérieur et l'abaissement de la température en-dessous de 500°C,

~ il semblerait que la croûte sous les reliefs océaniques soit plus épaisse que celle des bassins, on supposerait donc l'existence d'une couche anormalement épaisse localisée sous

ces reliefs à la base de la croûte [Zehnder et Mutter, 1990]; cependant les données actuelles ne permettent pas de confirmer cette hypothèse,

~ finalement l'interprétation des sismogrammes montre qu'il y a des gradiants de

vitesse importants au niveau de la surface de la croûte où sont localisés ces reliefs intraplaques [Sinha et al.1981].

Les résultats des expériences ci-dessus sont en contradiction avec certains des

modèles proposés sur la formation des bombements intraplaques par réchauffement [Fisher et al., 1986; McNutt, 1987] qui prévoient une épaisseur beaucoup plus mince que celle définie par les interprétations précédentes (100 km).

2° surcharges intra-plaques et réponse de la lithosphère

L'étude des surcharges intraplaques et celle de la réponse de la lithosphère basées sur

les techniques récentes d'altimétrie satellitaire associées à l'étude des densités permettent de

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définir la notion suivante: Plus les longueurs d'ondes de l'anomalie du géoïde est grande, plus les contrastes de densité qui la provoquent sont profonds [McKenzie et Bowin, 1976].

La réponse isostatique traduit la flexure de la plaque sous le poids de la surcharge,

celle-ci pouvant être partiellement soutenue par la présence de matériau léger sous-jacent [Goslin et Gilbert, 1990].

Les expériences de laboratoire ont montré qu'il existait trois zones distinctes constituant

la lithosphère: ~ une zone supérieure fragile, ~ une partie centrale élastique, ~ une zone inférieure qui peut être étirée, allongée, sans pour autant se rompre

(ductile). Les interprétations des résultats présentés ci-dessus ont été représentées sous forme de tableau:

Schéma résumant les différents modes de réponse isostatique de la lithosphère sous les reliefs intraplaques.

L'étude de ces modes nécessite l'interprétation des données de bathymétrie et de gravimétrie/altimétrie dans

différentes gammes de longueur d'onde, dont les bornes approximatives sont indiquées dans la colonne de

gauche [Maia et Goslin, 1993].

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Il a même été proposé qu'au moment de la mise en place des structures volcaniques intraplaques la lithosphère soit rajeunie thermiquement, ce qui impliquerait que son âge thermique soit inférieur à son âge géologique [Crough, 1978]; cette hypothèse est actuellement remise en question par les études thermiques récentes [Von Herzen et al., 1989].

A priori ce décalage est dû au manque d'information ainsi qu'à la technologie qui ne

permettait pas, à l'époque, d'affiner les résultats ainsi que leurs interprétations.

B) Convection mantellique: Panaches mantelliques et convection secondaire à petite échelle

D'après le modèle initial de Morgan et Wilson, deux mécanismes associés

permettraient d'expliquer la présence de ces reliefs intraplaque que l'on appèle points chauds : tout d'abord la présence d'une convection à très grande échelle, dite primaire, supposée très stable qui brasserait le manteau; enfin l'existence de panaches mantelliques prenant leur essort au niveau d'une anomalie entre le manteau profond et le noyau externe (à 2900 km de profondeur) pour aboutir, aidés par la convection primaire jusqu'à la lithosphère où ils agiraient tels des chalumeaux.

Or les études récentes comme nous l'avons vu précédemment montrent non seulement

que les panaches agiraient à la faveur de zones de faiblesses, mais aussi comme le supposent Allègre et Turcotte [1985], que ces panaches mantelliques prendraient leur essort vers 670 km au centre des cellules de convection primaire.

Ces dernières hypothèses se trouvent à leur tour en difficultés si l'on suggère [Richter

et Parsons, 1975] que les panaches ne sont pas les seuls responsables du volcanisme intraplaque, il se pourrait qu'il existe des cellules de convection dites de petite échelle dont l'action se déroulerait sous la lithosphère dans une couche de faible viscosité, sous forme de rouleaux orientés parallèlement au mouvement de la plaque [Buck et Parmentier, 1986].

Toutefois ces dernières hypothèses sont à utiliser avec prudence car les données

actuelles et la technologie dont on dispose ne permettent pas pour l'instant de les vérifier.

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TROISIEME PARTIE: Participations et Conséquences présumées de ce type de volcanisme

o DANS LES ZONES DE SUBDUCTION

Nous avons vu dans la première partie que l'étude des points chauds permet

d'apprécier les mouvements relatifs des plaques lithosphériques par rapport à un système de points chauds supposé fixe à l'échelle géologique par rapport au manteau. Cette remarque est à même de nous faire découvrir un point obscur dans le comportement des plaques: les mouvements dans les zones de subduction.

Les zones de subductions marquent les affrontements entre une plaque océanique et

une plaque continentale, cette dernière étant plus épaisse et plus légère, verra s'enfoncer la plaque océanique dans les profondeurs mantelliques pour y disparaître. En plongeant, cette plaque va se trouver confrontée à des zones de températures et de pressions favorables à une fusion partielle qui sera à même d'induire deux types de manifestations volcaniques véritablement différentes:

~ soit il se forme un arc insulaire en région intra-océanique, c'est le cas des archipels du Japon et des Philippines résultant respectivement de l'enfoncement des plaques dites

Pacifiques et des Philippines sous la plaque Eurasienne. ~ soit il se forme un volcanisme en bordure de la masse continentale, donnant lieu à des

chaînes de montagnes. Ainsi, c'est l'enfouissement de la plaque de Nazca qui donna lieu à la cordillère des Andes (chaîne de montagnes dominant la côte occidentale de l'Amérique du

Sud sur près de 7500 km de longueur); de même la chaîne côtière à l'ouest du Canada ainsi que la Sierra Nevada, résultent de la subduction de la plaque Pacifique sous la plaque Nord-

Américaine. On est donc amené à se demander comment un même phénomène de tectonique

peut conduire à ces deux manifestations. C'est en étudiant le mouvement des plaques par rapport aux points chauds que l'on peut remarquer qu'un arc insulaire se forme lorsqu'une plaque océanique s'enfonce sous une plaque continentale immobile; et inversement, une cordillère volcanique surgirait du chevauchement d'un continent sur une plaque océanique immobile [Burke et Wilson]. Quant à la forme incurvée et régulière des arcs insulaires, elle serait due selon F. Franck, au fait qu'une coquille sphérique, déformable mais extensible ne peut se replier qu'en suivant des courbes ou des cassures arrondies.

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o DISTENSIONS INTRA-PLAQUES LIEES AUX POINTS CHAUDS, et AULACOGENES

Les dômes qui se forment sur un continent qui n'est pas très mobile conduisent à une

cassure dont la forme initiale est une étoile à trois branches, c'est un géologue allemand qui fut un des premiers à mentionner l'existence de ce type de fossé d'effondrement, dont il retrouva plusieurs manifestations, notamment en Afrique. Ce seraient les points chauds qui orienteraient ces cassures, sans pour autant en être la cause majeure.

En considérant l'Afrique immobile au moment de la cassure, et une forte présence de

points chauds le long de la dorsale, on peut se demander si les points chauds ne sont pas générateurs de cycles d'activités tectoniques; la fracture de la Gondwana s'inscrivant dans ce schéma. Ainsi les dômes et les fossés d'effondrement associés aux points chauds interviendraient dans la fracturation des continents et dans la création de nouveaux océans.

Un dôme couronné de volcans (1) commence à se former sur un continent immobile.

Des fossés d'effondrement à trois branches apparaissent sur ce dôme (2). A la phase (3) suivante deux branches s'élargissent pour amorcer la création d'un nouvel océan, tandis que la troisième cesse d'évoluer. Cette branche ayant avorté formera un rift continental et formera une grande vallée qui, grâce aux fleuves, va drainer les sédiments jusqu'à la mer (4). Puis à l'approche d'un autre continent l'océan se referme progressivement au rythme des temps géologiques, provoquant ainsi la surrection d'une chaîne de montagnes obturant le rift et inversant le sens de drainage (5). Comblé totalement il ne restera plus du rift qu'un sillon rempli d'épaisses couches sédimentaires, perpendiculaires à la nouvelle chaîne de montagne (6), ces structures ont été découvertes et appelées aulacogènes (en Grec: né du sillon) par le géologue russe Nicolas Shatsky, alors qu'il entreprenait la recherche de nouvelles nappes de pétrole.

L'exemple le plus récent se situe au point de séparation de l'Afrique et de la péninsule

arabique: la mer Rouge et le golfe d'Aden sont deux branches de l'étoile, tandis que la troisième pénètre en Ethiopie. Ainsi une telle présence de points chauds sur le continent africain, la présence de ces fossés d'effondrement, et une immobilité de l'Afrique depuis près de 30 millions d'années nous laissent supposer que nous assistons aux premiers stades de la fracturation du continent africain.

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CONCLUSION Sur Terre le volcanisme lié à un phénomène de point chaud ne représente qu'un faible

pourcentage du volcanisme terrestre actif, tandis que le volcanisme des dorsales se trouve être en première position. En revanche le volcanisme de point chaud peut créer des édifices volcaniques dont la taille peut être très importante, en effet même si le Kilauea s'élève à 4000 m au-dessus de la surface des eaux, sa base se trouve située 5000 m en dessous, ce qui fait du Kilauea le plus grand édifice volcanique actuel; ainsi l'Everest n'est-elle pas la plus haute montagne du Monde, dumoins si comme point de repère on prend la base de l'édifice considéré.

La technique qui existait à l'époque de Wilson [1963] et Morgan [1971, 1972] n'était

pas assez performante pour qu'ils puissent, étendre leurs hypothèses à tous les alignements intra-océaniques qui seraient vraisemblablement construit selon les mêmes modèles que ceux apparaissant à Hawaii. Bien que Wilson et Morgan soient considérés comme les pères de l'hypothèse des points chauds, c'est James Dana qui fut le premier à avoir remarquer la structure alignée d'Hawaii, sans pour autant avoir les éléments nécessaires pour les interpréter autrement que par des relations entre érosion et géomorphologie.

C'est grâce aux instruments dont nous disposons actuellement qu'il a pu être mis en

évidence un édifice, lui aussi lié à un phénomène de point chaud situé cette fois sur la planète Mars. Il s'agit du Mont Olympe qui depuis ses 25 km de hauteur domine les autres volcans du Système Solaire. Une telle hauteur implique que le panache alimentant ce point chaud est resté pratiquement immobile par rapport à l'endroit où il avait pris naissance, cela confirmerait donc en partie le modèle de Wilson et Morgan. La découverte d'un tel édifice est importante si l'on veut bien comprendre les causes originelles de la tectonique des plaques sur Terre, car on est peut-être entrain d'assister en direct aux toutes premières phases de la formation de continents sur notre planète voisine.

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Depuis près de vingt-trois ans on est passé d'un manque d'informations précises à une

avalanche d'informations dont la crédibilité semble être proportionnelle à l'évolution qu'à prise la technologie dans certains domaines très particuliers comme la géochimie isotopique ou la géochimie en traces, dont l'interprétation, indispensable pour toute étude géologique, nous renseigne sur les âges des matériaux étudiés. Seulement ces techniques de datation et de détermination de la composition géochimique des matériaux pourraient être victime de certains remaniements thermiques auxquels cas les résultats qui en découlent seraient certes justes mais faussés. Il est même probable que ce surplus d'informations serait à même d'apporter la confusion au sein de leur synthèse et nous nous écarterions encore plus de la réalité.

Ainsi serait-il plus juste vis-à-vis du modèle présenté par Wilson et Morgan de le

considéré comme étant toujours d'actualité d'un point de vue général, cependant quelques points précis devraient être, comme nous l'avons vu au cours des chapitres précédents, reconsidérés avec précaution et sous réserve d'une bonne interprétation des résultats des recherches actuelles.

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BIBLIOGRAPHIE

PRESSE

KUWEA: L'éruption oubliée (La Recherche nov 94) LA CONVECTION DANS LE MANTEAU TERRESTRE

(La Recherche juin 94) OBSERVATIONS PAR SATTELITES (Science et Avenir, mars 96) ARCHEOLOGIE-SCIENCES:

_Le bibendum des mers(Science et Avenir, fev 95) _Le robot de l'avenir (Science et Avenir, fév 95)

EL NINO: Un retour en force (Science et Avenir, mars 95)

LIVRES

Dedelmas et Mascle, Sept 91, Les grandes structures géologiques, Volcans isolés et alignés, Masson. Nicholas A.,1990, Les montagnes sous la mer, BRGM. Tavernier et Lizeaux, Juil. 1993, Science de la vie et de la Terre, Délimitation des plaques, 1°S, Bordas. Tavernier et Lizeaux, Juil. 1993, Science de la vie et de la Terre, Un modèle pour comprendre la convection dans le manteau,1°S, Bordas.

MODELES Burke K. et Wilson T., Les Points Chauds Goslin J. et Maia M., 1993, Evolutions de l'hypothèse des points chauds

Norton I., 1995, Plate motion in the North Pacific: The 43 Ma nonevent