Les points chauds reflets des anomalies thermiques po-

Dès 1971, Morgan interprète des chaînes volcaniques intraplaques comme des manifes- tations de courants ascendants provenant du manteau inférieur. Il introduit le terme de ’plumes’ mantelliques toujours utilisé aujourd’hui (Richards et al., 1989). Comprendre le comportement de ces panaches permet de mieux apprécier le flux de chaleur qui provient de l’intérieur de la Terre (Lay et al., 2008) car, comme nous l’avons vu pré- cédemment, 20 % à 25 % de la chaleur de la Terre provient du noyau. Or à la base du manteau, deux zones thermo-chimiques appelées LLSVPs (Large Low Shear Velocity Provinces) ont été identifiées sous l’Afrique et le Pacifique (Karato et al., 2001; Garnero

FIGURE 2.5 – Morphologie des plaques plongeantes obtenues avec des modèles analogiques ou numériques. Illustration schématique des forces induites par la plaque plongeante, du mouvement de la fosse, des condi- tions aux limites et de la taille de la plaque. a. Funiciello et al. (2003), Schellart (2004), Bellahsen et al. (2005) ; b. Han & Gurnis (1999) ; c. Enns et al. (2005) ; d. ˇCižková et al. (2002) ; e. Enns et al. (2005) ; f. Han & Gurnis (1999) ; g. Billen & Hirth (2007) ; h. Bellahsen et al. (2005) ; i. Faccenna et al. (2007). La ligne noire à660 km de profondeur indique la limite inférieure du domaine des modèles. La ligne en pointillés rouge à660 km de profon- deur indique une modification de la viscosité et/ou de la densité (Billen,

FIGURE 2.6 – Schéma de zones de subduction avec des angles faibles et forts qui induisent respectivement une compression ou une extension

arrière-arc. (Lallemand et al., 2005)

& McNamara, 2008). Ces anomalies recouvrent 20 % de la limite manteau-noyau et ont une structure thermique et chimique différente du reste du manteau (Trampert et al., 2004; Šrámek et al., 2013; Tackley, 2012 ; Figure 2.7). En réalité, la base du manteau est bien plus complexe (Figure 2.7) mais on peut simplifier cette vision avec soit des anomalies thermiques négatives dues aux plaques froides subductantes (Christensen & Hofmann, 1994; van der Hilst et al., 1997), soit des anomalies positives qui émergent des structures thermo-chimiques (Garnero et al., 1998; Garnero & McNamara, 2008; Lay & Garnero, 2011; Ritsema et al., 1999b) desquels dérivent des panaches thermiques (Figure 2.7).

Ces panaches sont visibles car une anomalie lente de vitesses sismiques (cisaillement) indique la queue d’un panache chaud dans le manteau (Wolfe et al., 1997) sous forme d’un conduit quasi-cylindrique d’une centaine de kilomètres de diamètre. Néanmoins French & Romanowicz (2015) apportent une vision plus nuancée sur la morphologie de ces panaches qui sont certainement plus larges et diffus et donc invisibles en tomo- graphie lorsque le conduit est petit en raison de la résolution. Entre 10 et 15 panaches sont actuellement identifiables sur Terre comme provenant du manteau inférieur (Mc- Namara & Zhong, 2005; Boschi et al., 2007). Bien que de multiples sources puissent être à l’origine de la formation de ces panaches (Courtillot et al., 2003) comme des sources asthénosphériques (Anderson & King, 2014), Sleep (2006) montre que c’est

FIGURE2.7 – Variations des vitesses sismiques des ondes de cisaillement

du manteau terrestre (Ritsema et al., 2004) représentées sur une coupe équatoriale (à droite) avec un panneau agrandi (à gauche) représentant plusieurs résultats sismiques dans la région D". Une large province à faible vitesse de cisaillement (LLSVP) se trouve sous l’Océan Pacifique et une autre se situe sous l’Afrique et a une densitéρ et une température T éle- vées, avec des limites franches entre les vitesses des LLSVPs (-dVs) et le manteau adjacent. Des réflecteurs sismiques en dessous de la zone de subduction et de la LLSVP sont cohérents avec une double traversée de la zone de transition de phase perovskite (Pv) à post-perovskite (pPv), en pointinnés jaunes, qui élimine localement la vitesse de cisaillement (+dVs). Le matériau de la zone de vitesses ultra-lentes (ULVZ, en jaune) se trouve juste sur la CMB et peut être balayé par des courants latéraux, éventuellement liés aux réactions chimiques entre le manteau et le noyau. La zone de transition de spin (STZ) environ à1500 km de profondeur re- présente la variation de spin de Fe2+à Fe3+ et peut affecter les densités et vitesses des couches inférieures (Lin et al., 2007). Les vitesses élevées sont bleues et les vitesses faibles sont rouges. (Garnero & McNamara, 2008).

la limite noyau-manteau qui induit les instabilités thermiques qui remontent (Schu- bert et al., 2001). Dès 2004, Montelli et al puis Dahlen & Nolet (2005) montrent que les panaches mantelliques s’enracinent à la base du manteau en utilisant des analyses tomographiques alors même que ceux-ci sont difficilement identifiables dans de tels modèles en raisons de leur résolution. En surface, la tête des panaches chauds a une forme de champignon (Figure 2.7) mais des études récentes montrent que leur diver- sité morphologique est grande. Ils peuvent aussi ne pas avoir de tête et leurs conduits très hétérogènes (Farnetani & Samuel, 2005) permettent la production de laves basal- tiques alimentées par fusion partielle du matériel mantellique (environ aux alentours de 100 km) remonté au niveau de la queue des panaches. Cela permet la mise en place de chaînes volcaniques de points chauds intra-plaques (Richards et al., 1989; Camp- bell & Griffiths, 1990; Campbell, 2007) dont les lignes volcaniques, comme la chaîne Hawaii-Empereur, enregistrent les mouvements des plaques (Crough, 1983a; Hassan et al., 2016). Les panaches sont souvent associés à des LIPs (Large Igneous Provinces) dont la corrélation est plus difficile à faire à l’heure actuelle en raison du mouvement des plaques (Ernst & Buchan, 2002). Ces panaches mantelliques sont censés être sta- tionnaires (Duncan, 1981; Morgan, 1983), c’est pour cela que des systèmes de référence de vitesses de plaques se basent sur leurs positions pour fixer un point dans leur réfé- rentiel (Morgan, 1971, 1972, 1983; Müller et al., 1993, Partie 1.2.2). Mais de plus en plus d’études montrent qu’ils peuvent advecter (Steinberger & O’Connell, 1998; Steinber- ger, 2000) et avoir un mouvement relatif (1 cm/an à 2 cm/an sous la plaque pacifique ; Molnar & Stock, 1987) qui dépend de la rotation attribuée à la lithosphère. Celle-ci à était estimée à 0,7 °/Myr (Seton et al., 2012; Rudolph & Zhong, 2014; Doubrovine et al., 2012) 0,26 °/Myr (Conrad & Behn, 2010) ou encore 0,22 °/Myr (Gripp & Gordon, 2002; Becker, 2008). Certains points chauds sont ancrés au dessus de la limite noyau- manteau (CMB) (Davaille et al., 2002) quand d’autres seraient mis en mouvement par les flux relayés par les subductions (Davaille et al., 2013). Leur composition chimique n’a que peu d’importance sur leur fixité (McNamara & Zhong, 2004b), ce qui les rend facilement étudiables dans les modèles de convection dans lesquels ils sont néanmoins difficilement traçables.