Diff´ erences r´ egionales de subsidence : rˆ ole des variations de pro-

D´etermination

Plusieurs m´ethodes ont ´et´e test´ees afin d’avoir une bonne estimation de la profon- deur de la dorsale Est-Pacifique (East Pacific Rise, ou EPR) en fonction de la latitude, en ´evitant les erreurs de pointage manuel ou les variations dues aux processus locaux

-60 -40 -20 0 20 40 60 5000 4500 4000 3500 3000 2500 2000 1500 profondeur (m) latitude (o_N)

région 1 région 2 région 3

Fig. 9.3 – Profondeur de l’EPR en fonction de la latitude (courbe grise). La courbe noire repr´esente la profondeur de l’EPR liss´ee (voir texte). On peut distinguer en premi`ere approximation trois r´egions distinctes. Le vide entre 23◦N et 40.5◦N correspond `a l’ab- sence de dorsale (continent nord-am´ericain).

(volcanisme). Celle que nous avons retenu comme donnant la meilleure estimation, en consid´erant des profils bathym´etriques trac´es perpendiculaires `a la dorsale, se base sur une s´election des points de la bathym´etrie selon leur ˆage. On consid`ere la grille d’ˆage de la croˆute de M¨uller et al. (1997) : on balaye la grille de fa¸con `a ne garder que les points dont l’ˆage est compris dans l’intervalle 0-0.2 Ma. A une latitude donn´ee, on fait ensuite la moyenne de la bathym´etrie correspondant `a ces points, selon un profil per- pendiculaire `a l’EPR. La figure 9.3 montre les variations de profondeur de l’EPR ainsi trouv´ee en fonction de la latitude. Afin de lisser les variations `a tr`es courte longueur d’onde, on applique `a ce profil trois filtrages m´edians successifs, `a l’aide d’une fenˆetre glissante incluant 10 points de profondeur successifs (courbe noire Figure 9.3).

La profondeur de l’EPR varie consid´erablement d’une r´egion `a l’autre, allant de 2500 m dans le Pacifique Sud `a des valeurs pouvant atteindre 3200 m pr`es de l’´equateur. Dans une premi`ere approximation, on peut distinguer trois zones distinctes (r´egions 1, 2 et 3, Figure 9.3), dont les profondeurs moyennes sont donn´ees dans la table 9.1 :

– r´egion 1 : Pacifique Nord (≥ 20◦N)

– r´egion 2 : Pacifique Centre/Sud (∼ 30◦S-20◦N) – r´egion 3 : Pacifique Sud (∼ 60◦S-30◦S)

Cons´equences

Marty & Cazenave (1989) et Kane & Hayes (1994) ont mis en ´evidence une corr´elation n´egative entre le taux de subsidence ζ (pente de la droite ’profondeur vs

Tab. 9.1 – Profondeur moyenne de la dorsale Est Pacifique (EPR) pour les 3 r´egions d´efinies dans la figure 9.3.

# r´egion latitudes consid´er´ees profondeur moyenne

1 Pacifique Nord > 20◦N 2660 m

2 Pacifique Centre/Sud 36◦S-20◦N 2950 m

3 Pacifique Sud < 36◦S 2520 m

moyenne Pacifique toutes 2710 m

√

age’) et la profondeur r de la ride : le plancher oc´eanique subside d’autant plus

rapidement que la ride est peu profonde (Hayes, 1988). Les mod`eles thermiques ne pr´edisent pas la profondeur de la ride r, qu’ils supposent constante (voir 4.1.2). Or cette derni`ere peut varier fortement, comme nous venons de le voir. Cette variation peut ˆetre la cons´equence de plusieurs effets, le principal ´etant une variation de la temp´erature r´egionale. Langmuir et al. (1992) montrent que la temp´erature associ´ee `a une ride peu profonde (e.g. Kolbeinsey, Atlantique nord) correspond `a une temp´erature du solidus dans le manteau de 1460◦C, alors qu’une ride profonde (e.g. la ride sud-ouest indienne ou SWIR2) correspond `a une temp´erature du solidus de 1210◦C. Cet effet est pr´esent sur toutes les rides, en particulier dans le Pacifique, o`u il a pu influencer la hauteur de la ride, que ce soit `a une mˆeme ´epoque, en fonction de la r´egion (Doin, 1995), ou au cours du temps (Humler et al., 1999). L’une des causes invoqu´ees pour les variations de profondeur de l’EPR selon son axe est l’effet thermique des continents, ignor´e par les mod`eles de subsidence, qui peut jouer un rˆole non n´egligeable sur la convection dans le manteau (Zhong & Gurnis, 1993; Guillou & Jaupart, 1995), et en particulier sur la temp´erature `a la ride (Humler & Besse, 2002). On voit donc ici l’impossibilit´e d’interpr´eter les variations de r par les mod`eles thermiques globaux existants.

9.4.3

Conclusion

Les remarques ci-dessus montrent les limitations de l’utilisation de mod`eles de subsidence globaux, incapables par d´efinition de pr´edire les variations r´egionales du taux de subsidence, ou les variations de profondeur de la ride, elles-mˆemes li´ees au taux de subsidence. Les variations de ces deux param`etres peuvent entraˆıner d’importantes variations locales ou r´egionales de la profondeur du plancher oc´eanique, et donc induire une erreur consid´erable dans l’interpr´etation de tout ph´enom`ene d´eduit d’un mod`ele de subsidence global.

Il faut de plus souligner un facteur important qui n’est pas non plus pris en compte par les mod`eles de subsidence. Ceux-ci supposent en effet une temp´erature du manteau constante au cours du temps. Or l’analyse r´ecente de carottes DSDP/ODP3 provenant

2_{South West Indian Ridge}

des oc´eans Atlantique, Pacifique et Indien met en ´evidence une temp´erature moyenne du manteau plus ´elev´ee d’environ 50-70 K durant le Cr´etac´e (Humler et al., 1999). L’´evolution de la temp´erature du manteau au cours des derniers 130 Ma, obtenue en couplant cette analyse chimique avec la courbe ˆage-profondeur du plancher oc´eanique (Figure 9.4), est incompatible avec un mod`ele de refroidissement standard de la Terre. Des mod`eles de convection num´eriques r´ecents (Machetel & Humler, 2003; Machetel, 2003) expliquent cette temp´erature ´elev´ee par les effets thermiques d’une avalanche dans le manteau. Cette avalanche `a grande ´echelle, g´en´er´ee par la d´estabilisation de la couche `a 660 km, serait responsable d’une augmentation de la temp´erature du manteau de quelques dizaines de degr´es, suite `a la remont´ee de mat´eriel chaud en provenance du manteau inf´erieur durant l’avalanche. Ce r´echauffement durant le Cr´etac´e pourrait ˆetre responsable de l’aplatissement aux ˆages anciens de la subsidence thermique du plancher oc´eanique. D’une mani`ere plus g´en´erale, les mod`eles de subsidence globaux actuels ne prennent en compte aucune variation de temp´erature du manteau. Il semble pourtant que sa variabilit´e soit de plus en plus `a l’ordre du jour, comme le montre l’´etude r´ecente de Bonatti et al. (2003), qui par une ´etude coupl´ee de donn´ees multifaisceaux, sismique r´eflexion et analyse d’´echantillons, mettent en ´evidence des variations thermiques au niveau de la ride m´edio-Atlantique.

Malgr´e leurs limitations, les mod`eles de subsidence globaux restent cependant utiles pour d´ecrire le comportement au premier ordre du plancher oc´eanique, et sur- tout pour isoler les anomalies. Il est en effet impossible de prendre en compte tous les param`etres expliquant de mani`ere univoque la subsidence thermique, et la force des mod`eles de subsidence globaux r´eside pr´ecis´ement dans leur simplicit´e. La dif- ficult´e r´eside d`es lors dans l’interpr´etation des ”anomalies” mises en ´evidence par ces mod`eles, celles-ci pouvant inclure des ´ev`enements `a courte (volcanisme), moyenne (points chauds) ou grande longueur d’onde (Superbombement, variation de temp´erature du manteau, etc.). C’est dans cette optique que nous avons choisi d’utiliser un mod`ele global pour la caract´erisation des anomalies de profondeur dans le Pacifique, au niveau de la Polyn´esie Fran¸caise (pr´esent´ee dans l’annexe C) ou d’Hawai’i (chapitre 11). Nous garderons cependant `a l’esprit les remarques ´evoqu´ees ici, en gardant un oeil critique sur les amplitudes absolues des anomalies d´eduites de ces mod`eles.

Profondeur (km) V ariation de température ( o C) Age (Ma) Age1/2 (Ma)

(a)

(b)

Fig. 9.4 – Corr´elation entre la subsidence du plancher oc´eanique et les variations de temp´erature dans le manteau (d’apr`es Machetel & Humler, 2003). (a) Variation moyenne de la profondeur en fonction de √age (Smith & Sandwell, 1997). Les sym-

boles (carr´es et cercles) repr´esentent les basaltes DSDP/ODP provenant des oc´eans Atlantique, Pacifique et Indien utilis´es par Humler et al. (1999) et Machetel & Hum- ler (2003). (b) Variation moyenne de la temp´erature du manteau, calcul´ee en utilisant la courbe ˆage-profondeur pr´esent´ee en (a) et le taux de subsidence moyen d´eduit des ´echantillons DSDP/ODP. La ligne en pointill´e montre l’´evolution th´eorique de la pro- fondeur du plancher oc´eanique (a) et de la temp´erature du manteau (b), d’apr`es le mod`ele de couche limite.

Etude d’un point chaud : Hawai’i

Sommaire

10.1 Les param`etres caract´erisant un point chaud . . . 149