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SCIENCES SUP

Cours
Master • CAPES • Agrégation

LES GRANDES
STRUCTURES
GÉOLOGIQUES
5e édition

Jacques Debelmas
Georges Mascle
Christophe Basile

LES GRANDES
STRUCTURES
GÉOLOGIQUES

LES GRANDES
STRUCTURES
GÉOLOGIQUES
Jacques Debelmas
Professeur honoraire
de l’université Joseph-Fourier de Grenoble

Georges Mascle
Professeur honoraire de l’université Joseph-Fourier de Grenoble
Chargé de cours à l’École normale supérieur de Lyon

Christophe Basile
Professeur à l’observatoire des Sciences de l’Univers
de l’université Joseph-Fourier de Grenoble

5e édition

Illustration de couverture :
Modèle numérique de terrain (MNT) à la latitude des Andes centrales (cf. fig. 8.1).
Il montre :
— la croûte océanique du Pacifique Sud-Est (plaque de Nazca) avec la ride asismique
de Nazca (cf. fig. 2.5) et la fosse de subduction du Pérou-Chili ;
— la marge active andine (cf. fig. 8.8) avec la Cordillère volcanique occidentale,
l’Altiplano de Bolivie, la Cordillère orientale et le Subandin de Bolivie ;
— le bassin flexural amazonien et le bouclier brésilien (cf. fig. 8.8).

© Dunod, Paris, 2008
© Dunod, Paris, 2000 pour la précédente édition
© Masson, Paris, 1991, 1997
ISBN 978-2-10-053572-9

Table des matières

Avant-propos de la 5e édition

XI

INTRODUCTION • NOTIONS SUR LA CROÛTE TERRESTRE ET LA LITHOSPHÈRE

1

La croûte continentale

2

Propriétés rhéologiques de la croûte et du manteau supérieur

La croûte océanique

4

Zones océaniques stables (= plaines abyssales)
Dorsales océaniques

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

3

4
5

Lithosphère et plaques lithosphériques

6

Lithosphère et isostasie

6

Partie 1
LES STRUCTURES OCÉANIQUES
CHAPITRE 1 • RELIEFS OCÉANIQUES SISMIQUEMENT ACTIFS

11

1.1

Les dorsales

11

1.1.1
1.1.2
1.1.3
1.1.4
1.1.5
1.1.6

11
14
16
19
19
22

Morphologie
Signification des dorsales et accrétion océanique
Les roches des dorsales
L’âge des dorsales
L’expansion océanique
Les failles transformantes

VI

1.2

Les grandes structures géologiques

Les arcs insulaires intraocéaniques

25

1.2.1 Arcs du type Tonga-Kermadec ou Mariannes
1.2.2 Arcs du type Japon-Insulinde

26
34

CHAPITRE 2 • RELIEFS OCÉANIQUES SISMIQUEMENT INACTIFS

35

2.1

Reliefs volcaniques

35

2.1.1 Les volcans océaniques isolés
2.1.2 Les volcans océaniques alignés
2.1.3 Les plateaux océaniques

35
36
40

Reliefs non volcaniques

41

2.2

Partie 2
LES STRUCTURES CONTINENTALES DE DISTENSION
CHAPITRE 3 • LES BASSINS SÉDIMENTAIRES

45

3.1

Les fossés d’effondrement (rifts)

48

3.1.1
3.1.2
3.1.3
3.1.4
3.1.5
3.1.6
3.1.7

50
52
52
53
54
56
57

3.2

3.3

3.4

3.5

Morphostructure
Sédimentation
Volcanisme
Tectonique
Données géophysiques
Mécanisme de formation du fossé
Autres exemples

Les bassins sur décrochement

66

3.2.1 Les rifts en « pull-apart »
3.2.2 Bassins décrochants

66
70

Plateaux de distension tardi-orogénique, type « basin and range »

78

3.3.1
3.3.2
3.3.3
3.3.4

79
80
80
83

Données géophysiques
Âge de la distension
Mécanisme de la distension
Cadre structural de la distension

Les bassins proprement dits (bassins cratoniques)

84

3.4.1 Cas simples
3.4.2 Bassins complexes

84
88

Les bassins d’avant-chaîne

89

3.5.1 Le bassin molassique péri-alpin
3.5.2 Le bassin du Pô (bassin padan)

89
93

Table des matières

VII

CHAPITRE 4 • LES MARGES CONTINENTALES DIVERGENTES (OU PASSIVES)

97

4.1

99

4.2

4.3

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

4.4

L’ensemble Mer Rouge – Afars – Golfe d’Aden : un exemple de marge volcanisée
4.1.1 La mer Rouge
4.1.2 L’Afar
4.1.3 Le golfe d’Aden

99
102
104

Marges sans volcanisme

106

4.2.1 La marge armoricaine
4.2.2 Le golfe de Gascogne
4.2.3 La sédimentation sur les marges passives

106
110
114

Marges de faille coulissante (marges transformantes)

116

4.3.1 Exemple : le golfe de Californie
4.3.2 Autres exemples

116
117

Synthèse

118

4.4.1 Stade rift
4.4.2 Stade du début de l’accrétion océanique
4.4.3 Stade de l’expansion océanique

118
120
120

CHAPITRE 5 • LES MARGES CONTINENTALES CONVERGENTES ET LES ARCS INSULAIRES DÉRIVÉS

123

5.1

Données géophysiques sur les marges actives

124

5.2

La fosse de subduction

126

5.3

Le prisme d’accrétion (arc sédimentaire)

127

5.4

L’arc volcanique

131

5.4.1 Le volcanisme
5.4.2 Genèse des magmas
5.4.3 Structure tectonique de l’arc volcanique

133
135
136

5.5

Le bassin avant-arc ou frontal (= fore-arc basin)

137

5.6

Les structures situées en arrière de l’arc volcanique

139

CHAPITRE 6 • LES BASSINS ARRIÈRE-ARC

141

6.1

Bassins arrière-arc sur croûte continentale amincie

141

6.2

Bassins d’arrière-arc océanisés

146

6.2.1 Le bassin Tyrrhénien au cœur de l’arc de Calabre
6.2.2 Le bassin Liguro-Provençal
6.2.3 Les bassins d’arrière-arc de l’W-Pacifique

146
148
152

VIII

Les grandes structures géologiques

Partie 3
LES STRUCTURES CONTINENTALES DE COMPRESSION
CHAPITRE 7 • LES CHAÎNES INTRACONTINENTALES

161

7.1

Chaînes résultant d’un bombement de leur socle

162

7.1.1 Cas simples
7.1.2 Cas complexe : les Pyrénées

162
171

Chaînes résultant d’un clivage intracrustal

178

7.2.1 Les chaînes catalanes et ibériques
7.2.2 Le Jura
7.2.3 Les Montagnes Rocheuses canadiennes

178
180
183

7.2

CHAPITRE 8 • LES CHAÎNES DE SUBDUCTION

187

8.1

La chaîne des Andes actuelle

188

8.2

Les Andes du Pérou

191

8.3

Les Andes de Bolivie, du Sud Pérou et du Nord Chili

195

8.4

Les Andes du Chili central et d’Argentine centrale

198

8.5

Évolution orogénique

198

CHAPITRE 9 • LES CHAÎNES D’OBDUCTION

205

9.1

L’Oman

205

9.2

La Nouvelle-Calédonie

208

9.3

La Nouvelle-Guinée

211

9.4

Le mécanisme de l’obduction

212

9.5

L’évolution du Pacifique SW

214

CHAPITRE 10 • LES CHAÎNES DE COLLISION

215

10.1 Chaînes liminaires

216

10.1.1 Collision de plateaux océaniques : les Andes d’Équateur et de Colombie
10.1.2 Collision avec un arc océanique : l’île de Taiwan
10.1.3 Collisions répétées d’arcs océaniques : les chaînes pacifiques
de l’Ouest américain

216
220
224

10.2 Chaînes de collision intercontinentale

230

10.3 Le Zagros

233

10.4 L’Himalaya

234

10.4.1 Les unités constitutives
10.4.2 L’histoire tectonique

238
243

Table des matières

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

10.4.3 Structure profonde de la chaîne himalayenne
10.4.4 Les effets de la collision sur le continent asiatique
10.4.5 Incidences globales

IX

247
248
251

10.5 La chaîne hercynienne (= varisque) d’Europe
10.5.1 Traits structuraux majeurs
10.5.2 Évolution structurale

251
253
261

10.6 Les Alpes
10.6.1 La structure actuelle
10.6.2 Structure profonde de la chaîne alpine
10.6.3 L’évolution structurale de la chaîne alpine
10.6.4 Distensions syntectoniques tardives dans les Alpes

263
266
275
277
285

10.7 Distension et étalement terminal des orogènes : bilan et synthèse

288

CHAPITRE 11 • LES COLLAGES

293

11.1 Le bloc de Wrangellia

294

11.2 Le bloc de Yakutat

296

Échelle stratigraphique

299

Bibliographie

303

Index alphabétique général

317

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

Avant-propos
de la 5e édition

Cet ouvrage traite des grandes structures géologiques, c’est-à-dire des structures à
l’échelle de la croûte terrestre telles que les bassins sédimentaires, les marges continentales ou les chaînes de montagnes.
Les éditions successives de ce livre ont montré qu’un tel propos répondait à un
besoin exprimé par les étudiants, surtout ceux engagés dans la préparation aux
concours de recrutement, ainsi que par les professeurs du Secondaire.
Il ne s’agit pas d’un traité exhaustif mais d’une présentation aussi simple que
possible des grandes structures de notre globe et de leur évolution dynamique. Dans
cette présentation, nous avons supposé connues les notions de base (terminologie
stratigraphique, tectonique ou pétrographique, vocabulaire et concepts de la tectonique de plaques) et nous n’abordons pas non plus l’aspect purement géophysique
des recherches dans ce domaine.
La simplicité et la concision voulue de notre rédaction, ainsi que le public auquel
il s’adresse, entraînent bien évidemment une schématisation. Il y a toujours un
danger dans une telle démarche et nous n’échappons pas au dilemme déjà exprimé
par Paul Valéry : rester simple en sachant que l’on n’est pas tout à fait exact, entrer
dans le détail pour être plus vrai mais en devenant difficilement lisible. Il nous est
apparu que la première attitude permettait une vision plus globale des phénomènes
et plus adaptée à ce que les lecteurs peuvent désirer y trouver.
Cette 5e édition correspond à une refonte assez profonde de l’ouvrage rendue
nécessaire par les progrès des connaissances sur la dynamique crustale et mantellique,
progrès qui ont profondément marqué la dernière décennie.

Introduction

Notions sur la croûte terrestre
et la lithosphère

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

L’étude de la propagation des ondes sismiques, en particulier des ondes P (longitudinales) a permis, depuis longtemps, de distinguer, à la partie superficielle de notre
globe, deux ensembles superposés :
– une croûte ou écorce terrestre (en moyenne 30 km d’épaisseur sous les continents,
moins de 10 km sous les océans);
– un manteau sous-jacent, séparé de la précédente par une surface de discontinuité
au niveau de laquelle les vitesses des ondes sismiques varient brusquement
(discontinuité de Mohorovicic, dite plus simplement Moho).
L’écorce a un comportement assez passif : le moteur des phénomènes tectoniques
est situé dans le manteau et dans un manteau déjà assez profond. On constate en
effet, toujours à l’aide des ondes sismiques, que la surface de notre globe est rigide
(à l’échelle du temps des séismes) sur une épaisseur de l’ordre de 100 à 200 km, dite
lithosphère (écorce et sommet du manteau supérieur).
Au-dessous, vient l’asthénosphère où les vitesses sismiques diminuent, au moins
dans sa partie supérieure. Cette zone à faible vitesse correspond à un matériel
susceptible de se déformer facilement et qui est probablement le niveau auquel
s’effectuent les réajustements isostatiques ainsi que le bouclage supérieur des
mouvements de convection que l’on pense être le moteur de bien des phénomènes
orogéniques.
En surface, la lithosphère peut porter deux types de croûte, continentale ou
océanique.

2

Les grandes structures géologiques

LA CROÛTE CONTINENTALE
Au niveau des zones continentales stables, c’est-à-dire des grands boucliers et platesformes, comme celle de l’Afrique ou de la Russie qui n’ont pas subi de déformations
depuis plusieurs centaines de millions d’années, on distingue :
– la croûte supérieure (10 à 15 km), d = 2,7, Vp = 6 km/s;
– la croûte inférieure (10 à 15 km), d = 2,8 à 2,9, Vp = 7 km/s.
Entre les deux, existe parfois une zone où les vitesses sismiques des ondes P
varient de 6 à 5,5 km/s : cette couche à faible vitesse est un niveau possible de clivage
ou de glissement, dont l’origine est encore discutée. On a parlé de fusion commençante,
mais, à 15 km de profondeur, la température n’est que de 400 à 500 °C, c’est-à-dire
qu’on est encore en dessous du point de fusion des roches habituelles de la croûte
dont on va parler.
La croûte supérieure est facile à interpréter : sous une épaisseur variable de sédiment, elle montre toujours des gneiss plus ou moins granitisés, d’où son nom de
couche granito-gneissique (ou sialique). Cette croûte supérieure affleure en effet
largement dans les grands boucliers et se retrouve, parfois visible sur toute son
épaisseur, dans les chaînes de montagnes, anciennes et actuelles.
La croûte inférieure est plus difficile à interpréter, car inaccessible au niveau des
grands boucliers. Une simple croissance de vitesse des ondes P avec la pression due
à la profondeur, ne suffit pas pour expliquer l’accélération observée. Une différence
de composition lithologique doit intervenir. La densité du milieu (2,8 à 2,9) est celle
du basalte, d’où le nom de couche basaltique qu’on lui donnait parfois. On est obligé
d’aller chercher la réponse dans les zones orogéniques où l’on peut espérer trouver
les affleurements de cette croûte inférieure.
Ils sont en fait assez rares, ce qui suggère qu’au moment du plissement de ces
chaînes, il y a pu y avoir clivage entre les deux croûtes (au niveau de la couche à
moindre vitesse?) et seule la croûte supérieure, clivée et écaillée, affleure en général.
Néanmoins, quelques coupes existent et montrent :
– un ensemble supérieur où alternent roches sédimentaires diverses (gneiss,
marbres, quartzites) et des sills de roches volcaniques (amphibolitisées), le tout
métamorphisé sous faciès amphibolite à granulite ou éclogite. Citons à titre
d’exemple l’ensemble « kinzigitique » de la zone d’Ivrée des Alpes, ou l’ensemble
« leptyno-amphibolique » du Massif central;
– un ensemble inférieur, plus massif, fait de roches basiques (où s’alimentent les
sills que l’on vient d’évoquer), et où dominent les gabbros et les péridotites litées, à
texture de cumulats. Les équilibres minéralogiques de ce complexe basal indiquent
une pression de 7 à 9 Kbar et une température de 1 150 °C environ.
En somme, la croûte inférieure serait constituée d’intrusions de matériel mantellique, basique à ultrabasique, au sein d’une série d’origine sédimentaire métamorphisée, comme on l’a dit, sous faciès éclogite à amphibolite.

Notions sur la croûte terrestre et la lithosphère

3

Sous la croûte inférieure, on atteint des péridotites rubanées à texture de tectonites (textures porphyroblastique à mylonitique) qui représentent le manteau supérieur, ce qui correspond bien aux observations géophysiques (Vp = 8 km/s, d = 3,3).
L’ancien Moho n’est jamais net sur le terrain car la zone en question n’affleure
que dans les régions plissées et elle y correspond toujours à un plan de décollement
ou de glissement jalonné de mylonites et de brèches péridotitiques.
Ajoutons que, sur les profils sismiques ECORS, la croûte inférieure révèle
souvent une disposition litée qui s’oppose à la transparence de la croûte supérieure
(fig. i-1). Elle traduit l’existence de nombreux réflecteurs subparallèles dont
l’origine est encore discutée. La tendance est d’y voir des niveaux de clivages satellites du Moho qui constituerait le principal d’entre eux.
Dans les zones orogéniques, l’épaisseur de la croûte continentale augmente
(le Moho s’enfonce), ce qui donne une « racine » qui peut doubler l’épaisseur de la
croûte (60 à 70 km).

Fig. i-1

Profil ECORS SWAT no 8 en Manche occidentale, entre Plymouth et l’Île d’Ouessant
(ECORS inform. no 3, 1985).

Sous une couverture sédimentaire assez épaisse (A), vient une croûte supérieure
pauvre en réflecteurs (B) et une croûte inférieure litée (C).

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

Propriétés rhéologiques de la croûte et du manteau supérieur
Les études sismiques ont montré que la croûte était, à ce point de vue, faite de deux
ensembles superposés : une croûte supérieure rigide ou fragile, et une croûte inférieure où les déformations se font surtout par étirement ductile (croûte ductile).
Le comportement différent de ces deux ensembles peut entraîner leur désolidarisation. Nous en verrons un exemple avec le banc de Galice, dans l’Atlantique, au large
de l’Espagne NW (p. 109) : la croûte ductile s’y étire jusqu’à disparaître, si bien que le
manteau supérieur vient directement en contact avec la croûte supérieure.
Pour ce qui est du manteau supérieur, on pourrait penser qu’en raison de la pression et de la température qui y règnent, le régime ductile s’y affirmerait. Ce n’est pas
le cas. On y distingue un ensemble supérieur rigide et un ensemble inférieur ductile,
comme dans la croûte, si bien que dans les zones d’étirement, le premier peut lui
aussi se fragmenter ou se boudiner.

4

Les grandes structures géologiques

LA CROÛTE OCÉANIQUE
Elle forme le fond des grands océans et diffère essentiellement de la précédente par
sa minceur et l’absence de couche granito-gneissique.
Zones océaniques stables (= plaines abyssales)
Sous une épaisseur variable de sédiments viennent :
– La croûte océanique supérieure, seule atteinte et en partie traversée par les
forages (le forage le plus profond l’a traversée sur 2 km environ, près des îles
Galapagos, sous 275 m de sédiments pliocènes). Épaisseur 2 km environ, d = 2,5
à 2,7, Vp = 5 km/s. Elle montre des coulées basaltiques contenant quelques
niveaux sédimentaires consolidés.
– La croûte océanique inférieure. Épaisseur 5 km, d = 2,8 à 2,9, Vp = 7 km/s. Sa
nature est discutée puisque les forages ne l’ont pas atteinte. Les dragages et les
observations en submersible (banc de Goringe au SW du Portugal, fig. 4.10) sur
les escarpements de failles océaniques ouvertes ont donné des basaltes, des
gabbros métamorphisés, des amphibolites et des péridotites serpentinisées.
Pendant longtemps on a cru que cette couche se plaçait dans le prolongement de
la couche « basaltique » sous-continentale. En fait, les choses sont différentes.
En effet, les ophiolites des zones orogéniques, qui représentent des fragments
d’ancienne croûte océanique détachés par la tectonique, permettent d’observer une
coupe complète de celle-ci. On y retrouve la croûte océanique supérieure (alternance de sédiments et de coulées basaltiques) et la croûte océanique inférieure. Or
celle-ci montre, de haut en bas (fig. i-2) :
– une couche doléritique massive, faite d’un essaim serré de dykes basaltiques,
ayant manifestement alimenté le volcanisme sus-jacent;
– un ensemble gabbroïque, à texture de cumulats 1 ;
– des cumulats ultrabasiques rubanés (péridotites plus ou moins serpentinisées) qui
forment la base de la croûte océanique, car au-dessous viennent les péridotites du
manteau supérieur, bien différentes des précédentes par leur texture de tectonites.
Le paléo-Moho, comme sur les continents, est souvent difficile à observer car
toutes ces péridotites sont fortement serpentinisées et correspondent à une zone de
glissements différentiels entre croûte et manteau.
Par ailleurs, toutes les ophiolites des chaînes du cycle alpin ne montrent pas la
succession idéale précédente. Dans les Alpes, par exemple (fig. i-2), ce sont le plus
souvent des péridotites serpentinisées, recoupées de façon irrégulière par des gabbros
et des filons de diabases. Les coulées volcaniques supérieures peuvent manquer
complètement. Les recherches océanographiques ont montré que ce dispositif est
fréquent sur les dorsales lentes (atlantique par exemple) où des péridotites serpentinisées apparaissent souvent à l’affleurement.
1. Roches résultant de l’accumulation différentielle de cristaux au sein d’un magma. Elles sont
souvent litées.

Notions sur la croûte terrestre et la lithosphère

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

Fig. i-2

5

Croûte océanique et ophiolites.

A. Coupe d’une séquence ophiolitique classique. C’est en général à de telles séries
que l’on compare la croûte océanique. Les épaisseurs sont données à titre indicatif
et peuvent être variables. Quand elles sont très fortes, il s’agit probablement de
séquences mises en place au niveau de points chauds (voir p. 37).
B. Ensemble ophiolitique atypique observé dans certains secteurs des Alpes francoitaliennes. Il se caractérise par l’extrême réduction des basaltes en coussins et des
gabbros (les péridotites serpentinisées formant alors le fond océanique) et l’apparition
de brèches serpentineuses à ciment de calcite blanche (ophicalcites) dont l’origine
(sédimentaire ou hydrothermale) reste discutée. Épaisseur de la coupe = 1 km environ.
C. Le banc de Goringe, au large du Portugal (voir fig. 4.10). Il s’agit d’un panneau de
lithosphère océanique basculé de 20° environ, situé au voisinage de la fracture
Açores-Gibraltar. Il a permis, par l’observation directe en submersible, de reconstituer une coupe de la croûte océanique atlantique. Les volcanites alcalines du
sommet de la coupe ont été mises en place ultérieurement et n’ont rien à voir avec
la croûte océanique elle-même.

Dorsales océaniques
Ce sont des reliefs sous-océaniques volcaniques en forme de longues crêtes émoussées qui courent tout au long des grands océans. À leur axe, il n’y a plus de sédiments ni de croûte océanique inférieure (fig. i-3). Par contre, on voit se développer,
sous la croûte supérieure, une sorte de loupe de matériaux où les vitesses sismiques
atteignent 7,5 km/s. On l’interprète comme un réservoir magmatique alimentant le
volcanisme toujours intense du faîte de la dorsale. Il s’agirait donc d’un manteau
supérieur anormal, plus ou moins envahi de produits de fusion partielle, d’où la

6

Les grandes structures géologiques

baisse des vitesses sismiques et le haut flux thermique (contrastant avec le faible flux
des plaines abyssales).

LITHOSPHÈRE ET PLAQUES LITHOSPHÉRIQUES
La lithosphère ne forme pas une carapace inerte et immobile.
L’idée de la mobilité de la surface du globe a été progressivement argumentée
depuis le début du XXe siècle. Les premiers arguments étaient géométriques (emboîtement des contours continentaux) ou paléontologiques (identités de flores ou de
faunes aujourd’hui séparées), puis géophysiques (paléopôles magnétiques)
La mesure des anomalies magnétiques des fonds océaniques et leur interprétation
comme des marqueurs de l’expansion océanique, ont permis de reconstituer ces
déplacements au cours des temps géologiques, en particulier pour les dernières
dizaines de millions d’années. Plus récemment, le développement de la géodésie
spatiale et en particulier du GPS (Global Positioning System) a permis de mesurer
des déplacements à l’échelle de quelques années. Toutes ces observations montrent
que la surface du globe terrestre est découpée en un nombre limité de plaques rigides
qui se déplacent les unes par rapport aux autres.
En fonction de leur déplacement relatif, on définit trois types de limites de plaques
lithosphériques : si les plaques s’écartent (plaques divergentes), les limites sont des
marges de type « atlantique » (car fréquentes sur les bordures de cet océan). Elles sont
inertes (asismiques et non volcaniques). La croûte continentale s’amincit progressivement vers l’océan (fig. i-3A), en acquérant d’ailleurs des caractères sismologiques
intermédiaires entre ces deux milieux (Vp = 6,5). D’où son nom de croûte intermédiaire. En raison de l’étirement qui provoque l’amincissement, la croûte inférieure
disparaît et la croûte granito-gneissique peut être envahie de « sills » de produits
basiques locaux d’origine mantellique.
Si les plaques coulissent l’une contre l’autre, les marges sont les lèvres de la faille
correspondante (marges de décrochement et de coulissement). Les croûtes en contact
gardent leur épaisseur et leurs caractéristiques.
Si les plaques se rapprochent (plaques convergentes), l’une des deux marges plonge
sous l’autre suivant une surface dite de Bénioff ou zone de subduction. Ces marges
sont dites « pacifiques » car elles sont fréquentes sur les bordures de cet océan. Le
contact plongeant est jalonné par des séismes à partir de – 20 km jusque vers – 700 km
(fig. i-3B). Pendant longtemps on a pensé que les foyers sismiques jalonnaient la
surface de frottement. En fait, ils se situent au sein de la lithosphère plongeante et
manifestent les tensions internes à celle-ci entre – 60 et – 300 km. Au-delà, c’est au
contraire un régime compressif qui domine.

LITHOSPHÈRE ET ISOSTASIE
En même temps que les géophysiciens établissaient l’existence d’une croûte et d’un
manteau, ils constataient qu’en dehors de quelques points du globe en cours
d’évolution rapide par effondrement ou plissement, le champ de la pesanteur était

Notions sur la croûte terrestre et la lithosphère

Fig. i-3

7

La croûte océanique.

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

En haut : structure au niveau d’une dorsale rapide.
En bas : ses rapports avec les marges continentales.
A. Juxtaposition : marge passive (il s’agit d’une coupe géophysique. Comparer avec
la fig. 4.9 où sont introduites les données sur la structure géologique de ces marges).
B. Subduction : marge active.

grossièrement le même au-dessus des continents et des océans et que par conséquent, il existait un mécanisme régulateur des irrégularités de répartition ou de
nature de la croûte au-dessus du manteau.
On admet maintenant que ce mécanisme est de type hydrostatique, c’est-à-dire
que la croûte « flotte » sur le manteau, donc que tout relief de croûte continentale est
compensé par une « racine » de cette même croûte s’enfonçant dans le manteau,
exactement comme le montre un iceberg dans la mer. Cette comparaison est d’autant
plus justifiée que le rapport des densités des deux milieux en présence est du même
ordre de grandeur dans les deux cas. Cet équilibre hydrostatique est dit isostasie.
Les études sismologiques ont confirmé l’existence de ces racines qui peuvent
atteindre 70 km d’épaisseur et donc doubler l’épaisseur de la croûte normale sous
certaines chaînes de montagne. Quant à la croûte océanique, elle n’est épaisse que
de 7 km et compenserait ainsi la faible densité de l’eau sus-jacente.

8

Les grandes structures géologiques

Un tel mécanisme régulateur implique qu’il y ait, en profondeur, un milieu fluide,
même si ce fluide est extrêmement visqueux. Pendant longtemps, on a cru qu’il
s’agissait du manteau supérieur. On sait maintenant qu’il s’agit de l’asthénosphère.
Ce milieu est de même composition chimique que la base de la lithosphère et ce
sont seulement ses propriétés physiques qui l’en distinguent. La limite correspond à
peu près à l’isotherme 1 300 °C. Elle est évidemment progressive et floue, et traduit
en fait une fusion partielle très faible du matériel mantellique.
Les phénomènes isostatiques doivent donc être examinés à l’échelle de la lithosphère et non plus de la seule croûte. Or, de ce point de vue, on constate qu’il existe
deux types de compensation isostatique.
• Si la lithosphère est épaisse et rigide, elle réagira, à la surcharge d’un objet suffisamment volumineux, d’une façon élastique en se déformant sur une vaste surface qui
déborde largement celle de la surcharge en question, autour de laquelle apparaîtra donc
un anneau déprimé. La compensation est dite régionale. Un bon exemple est donné par
l’énorme complexe volcanique des îles Hawaï. On a là des émissions basaltiques bien
rassemblées émergeant d’un fond océanique de – 5 000 m et culminant à + 4 000 m,
soit un édifice volcanique de plus de 9 000 m de hauteur. Son poids a fait fléchir la
croûte océanique jusqu’à une distance de 1 000 km du centre éruptif. De plus, fait
significatif, il existe un bourrelet saillant autour de la zone déprimée, témoignant de
l’élasticité de la lithosphère incurvée. Pour comprendre et visualiser ce phénomène, on
peut, par exemple, plier une règle en plexiglass sur le bord d’une table : la règle se
décolle de la table et dessine un léger bombement au niveau de son incurvation.
L’Himalaya, formé de grandes lames de croûtes gneissiques empilées sur la
lithosphère épaisse et rigide de l’Inde, en est un autre exemple. De fait, à la limite
Inde-Himalaya, existe une dépression de 4 à 5 km de creux, remplie de sédiments, le
bassin des Siwaliks, large de 200 à 300 km. La compensation s’exerçant sur une
vaste surface, la racine de telles chaînes peut être relativement modeste (50 km
seulement dans le cas particulier). C’est, en définitive, le cas de toutes les chaînes de
montagnes élevées associées à des bassins d’avant-chaîne.
• Si la lithosphère est moins rigide, pour des raisons pétrographiques, structurales
ou thermiques, la compensation régionale sera évidemment beaucoup plus faible.
Un relief montagneux, par exemple, ne sera compensé que par sa racine, mais celleci sera beaucoup plus importante que pour une chaîne édifiée sur une lithosphère
épaisse et rigide. Autrement dit, le poids du relief n’est contrebalancé que par la
poussée d’Archimède s’exerçant sur sa racine. Par ailleurs, cet équilibre est précaire
et ne durera qu’autant que les conditions qui sont à son origine, une compression par
exemple, persistent. Si la compression cesse, le relief s’étalera beaucoup plus vite
par gravité et la racine s’effacera rapidement 1.
Le plateau du Tibet est un bon exemple de ce deuxième type de compensation.
Son altitude et sa racine de 70 km ne sont dues qu’à la pression qu’exerce la lithosphère indienne contre celle de l’Asie (voir p. 248).
1. À ce sujet, voir aussi p. 84 et 288.

PARTIE 1

LES STRUCTURES OCÉANIQUES

La plus grande partie du fond des océans est faite des plaines abyssales, à – 5 000 m
en moyenne. Ce sont d’immenses surfaces presque planes dont la géophysique
montre qu’elles représentent le toit de la croûte océanique non perturbée, ensevelie
sous une couche de sédiments pélagiques en général peu épaisse. Les reliefs qui
accidentent ces plaines sont le plus souvent d’origine volcanique mais se divisent en
deux groupes suivant qu’ils sont sismiquement actifs ou non.

10

1 •

Chapitre 1

Reliefs océaniques
sismiquement actifs

1.1

LES DORSALES

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

1.1.1 Morphologie
La plus célèbre et la mieux connue est celle de l’Atlantique (fig. 1.1, 1.2, 1.4, 1.6),
large de 1 000 à 2 000 km, s’élevant de fonds de 4 000 à 2 500 m. Quelques sommets
atteignent la surface donnant ainsi des îles volcaniques, faites de basaltes tholéitiques
(Jan Mayen, Islande, Açores, Ascension) 1.
La disposition médiane de la ride au sein de l’océan est très remarquable mais elle ne
peut pas être généralisée à toutes les dorsales. Celle de l’océan Indien, par exemple,
bien que de morphologie très proche, n’est médiane que dans sa partie sud. Vers le
N, elle pénètre dans le golfe d’Aden puis se poursuit par la mer Rouge (voir p. 21).
Dans ces deux cas, le faîte de la dorsale est marqué par un fossé d’effondrement
très continu, le « rift », profond en moyenne de 1 000 m, large de 10 à 50 km. Il est
bordé de failles de distension vivantes (séismes), jalonnées d’épanchements volcaniques, failles qui en découpent les lèvres suivant une mosaïque assez compliquée. De
plus, il est tronçonné, comme la dorsale qui le porte, par de nombreuses fractures
transversales qui le décalent en autant de tronçons, fractures qui sont également le
siège de séismes (voir p. 23). En fait, c’est seulement cet axe qui représente le relief
sismiquement actif
1. Mais ces édifices correspondent en fait à des « points chauds » coïncidant avec la dorsale (voir
p. 37 et fig. 2.1).

12

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Fig. 1.1

Dorsale atlantique.

Dorsale en grisé, rift en trait gras, RR. faille de la Romanche, V. faille Vema.

La dorsale Sud-Pacifique s’étend, comme son nom l’indique dans la partie S du Pacifique, puis remonte vers le NE et se rapproche ainsi du continent américain qu’elle
atteint au sud de la Californie. Décalée par une importante faille de décrochement
(faille de San Francisco ou faille de San Andreas), elle est ensuite rejetée le long de la
côte canadienne (dorsales de Gorda et Juan de Fuca) et disparaît vers le N (pour les
modalités de cette disparition, voir fig. 1.10 et 11.2).
Cette ride pacifique diffère de celles de l’Atlantique et de l’océan Indien par
l’absence de rift et un relief beaucoup plus lisse. Il s’en détache en outre deux branches EW, l’une vers le Chili (dorsale chilienne), l’autre vers l’Amérique centrale par
les îles Galapagos et Cocos (dorsale des Galapagos, avec rift).
Les édifices volcaniques jalonnant le faîte des dorsales montrent rarement des
cônes et, en tout cas, pas de cratères classiques, tant que le volcanisme reste sousmarin. Tout au plus l’axe du rift est-il marqué dans certaines dorsales par des sortes

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

1.1

Les dorsales

Fig. 1.2

13

Les axes des dorsales océaniques et l’accrétion correspondante
(direction et vitesse en cm/an).

On remarquera les différences de vitesse entre l’Atlantique (expansion lente) et le
Pacifique (expansion rapide), ainsi que la variation progressive des vitesses le long de
certaines dorsales (dorsale indienne par exemple, d’W en E) qui exprime la position des
points de mesure par rapport au pôle de rotation (pôle eulérien).

de monticules isolés, ne dépassant guère 300 m de hauteur. Les émissions sont
surtout fissurales, donnant des bourrelets plus ou moins digités ou en coussins
(hernies de laves empilées les unes sur les autres). Il n’y a pas d’explosions ni de
projections, la phase gazeuse restant dissoute dans le magma à cause de l’énorme
pression (200 à 300 fois la pression atmosphérique) qui s’exerce sur la lave.

14

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Dans certaines dorsales, on trouve cependant des coulées basaltiques normales,
planes, pouvant couvrir de grandes surfaces et ennoyant les creux topographiques.
L’activité hydrothermale de certaines dorsales a été l’une des grandes découvertes
des années 1980. Le plancher du rift y montre en effet de véritables geysers d’eau
chaude (350 °C dans le rift des Galapagos) chargés de sulfures métalliques divers
(Fe, Cu, Zn). Il peut ainsi s’édifier des sortes de colonnes ou de bourrelets irréguliers, de plusieurs mètres de hauteur, tapissés de cristaux, autour desquels s’installe
souvent une faune variée.
Ces sources sont alimentées par l’eau de mer infiltrée dans les fissures de la jeune
croûte océanique, descendue jusqu’au voisinage des chambres magmatiques où elle
se réchauffe et se met en pression. Elle remonte rapidement par d’autres fissures, en
se chargeant au passage, par dissolution, de métaux et de soufre contenus à l’état de
traces dans les basaltes déjà consolidés.
Volcanisme et hydrothermalisme soulignent l’important flux de chaleur qui se
dissipe au niveau de l’axe des dorsales alors que les plaines abyssales sont des milieux
à très faible flux.
1.1.2 Signification des dorsales et accrétion océanique
Les deux flancs d’une dorsale sont caractérisés par des anomalies magnétiques alternativement normales et inverses, parallèles et symétriques par rapport au rift. Elles
sont d’âge de plus en plus ancien au fur et à mesure que l’on s’en éloigne, comme le
montrent les datations obtenues par le paléomagnétisme, la radiométrie et les
méthodes stratigraphiques classiques (âge des sédiments associés) (fig. 1.3).
Les anomalies magnétiques sont engendrées par les basaltes épanchés dans l’axe
du rift. L’apport de basalte compenserait l’écartement des plaques litosphériques.
Mais celui-ci étant incessant, la bande basaltique mise en place est, à son tour, fendue
longitudinalement et ses deux moitiés s’écartent à une vitesse pouvant varier de 1 à
20 cm/an. C’est le phénomène de l’accrétion océanique, grâce auquel la croûte
océanique se forme sans cesse. À ce titre, les axes des dorsales constituent l’une des
trois limites fondamentales des plaques (fig. 1.4), les deux autres étant les zones de
subduction et les failles transformantes dont on parlera plus loin.
En multipliant le taux moyen d’expansion par la longueur du réseau des dorsales
actuelles, on obtient un chiffre de l’ordre de 2 à 3 km2 de surface océanique formée
annuellement. Comme la surface des océans est de 310 millions de km 2, on peut en
déduire qu’elle s’est formée en une centaine de millions d’années (c’est-à-dire, en
gros, depuis le Crétacé moyen).
La vitesse d’accrétion n’est pas constante le long d’une dorsale. Elle varie en
fonction de l’éloignement du pôle de rotation des plaques.
On peut définir une vitesse moyenne d’accrétion pour chaque segment de dorsale.
L’accrétion est lente au dessous de 4 cm/an et, dans ce cas, on constate que la
dorsale montre un rift (Atlantique, océan Indien), dont l’axe est jalonné de petits
cônes volcaniques isolés. L’accrétion est rapide au-dessus de 4 cm/an et, dans ce
cas, la dorsale ne montre pas de rift (Pacifique sud).

1.1

Les dorsales

15

Fig. 1.3

Anomalies magnétiques de l’Atlantique central

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

Numéro et âge, A. transformante Açores-Gibraltar.

Fig. 1.4

Axes d’accrétion océanique (1), zones de convergence (2) et transformantes (3)
en tant que limites de plaques, limites peu nettes ou discutées (4).

AD. plaque adriatique, AR. plaque arabique, CA. plaque caraïbe, CO. plaque Cocos,
E. plaque égéenne, JF. Plaque Juan de Fuca, G. plaque de Gorda, IR. Plaque iranienne,
PH. Plaque philippine, T. plaque turque (anatolienne).

16

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Les dorsales lentes donnent des basaltes à structure porphyrique fréquente, c’est-àdire à phénocristaux bien visibles, ce qui indique que ceux-ci ont eu le temps de
s’individualiser dans les réservoirs magmatiques situés sous la dorsale. Les basaltes
des dorsales rapides sont pauvres en phénocristaux (les laves fluides des lacs de lave
en sont même complètement dépourvues), ce qui indique un temps de passage très
bref, voire nul, dans la chambre magmatique.
De même, l’activité hydrothermale est plus faible dans le rift des dorsales lentes et
importante dans les dorsales où l’accrétion dépasse 6 cm/an.

1.1.3 Les roches des dorsales
Ce sont essentiellement des basaltes tholéitiques qui définissent le type MORB
(Mid-Oceanic Ridge Basalts), à 50 % de silice et faible teneur en potasse. Ces laves
sont issues du manteau supérieur par décompression rapide et fusion partielle liées à
sa remontée rapide.
Il peut aussi exister des laves différentes là où une chambre magmatique suffisamment vaste permet une différenciation poussée (par exemple les rhyolites d’Islande,
et de Tristan da Cunha 1).
Le problème est de savoir ce qu’il y a sous cette couche de basaltes tholéitiques,
épaisse de 1 à 2 km d’après les données sismiques, car les forages n’ont guère
dépassé 2 100 m (2 111 m, en 1994, dans le rift des Galapagos). On a certes dragué
des gabbros, des serpentines et des amphibolites mais leurs relations ne peuvent être
observées au niveau des dorsales. Il faut s’en éloigner pour trouver certaines dispositions qui peuvent apporter une réponse. C’est notamment le cas de la zone de fracture Vema (fig. 1.1) ou du banc de Goringe, dans l’Atlantique, au large du Portugal
(fig. i-2). Ce panneau de croûte océanique a été récemment soulevé et basculé vers
l’E. Il est à fleur d’eau (– 25 m) et son inclinaison permet d’observer plusieurs kilomètres de sa tranche en dépit d’une couche assez épaisse de sédiments. Sous les
basaltes en coussins viennent :
– un ensemble de filons basaltiques verticaux, se recoupant mutuellement. Ce sont
les conduits du volcanisme superficiel;
– des gabbros, très épais (4 km), souvent étirés ductilement, d’aspect gneissique,
(« flaser-gabbros ») et métamorphisés en amphibolites;
– des péridotites serpentinisées, au sein desquelles passait probablement l’ancien
Moho.
Cette succession se retrouve dans la plupart des « ophiolites » des zones orogéniques, que l’on interprète comme des panneaux de croûte océanique écaillés, soulevés
et incorporés à un édifice tectonique lors de son plissement. Elles montrent parfois
1. La présence de ces vastes chambres magmatiques traduit en général la présence d’un « point
chaud » (voir p. 37). Mais celui-ci pourrait provoquer aussi la fusion partielle de la croûte océanique, autre origine possible des produits acides évoqués (Sigmarson et al., 1991, Geology, 19,
621-624).

1.1

Les dorsales

17

des coupes épaisses de plus de 10 km, ce qui permet d’affirmer qu’il y a là non seulement la croûte océanique (6-7 km) mais une partie du manteau.
La plupart des ophiolites appartiennent au cycle alpin (leur âge va de 180 à
60 Ma), mais on en connaît de plus anciennes, notamment dans les Appalaches, le
Massif central ou le socle alpin (Chamrousse, près de Grenoble) où elles sont paléozoïque inférieur, ainsi qu’au Maroc où elles sont précambriennes.
Comme la croûte des océans actuels n’est jamais plus vieille que 150 Ma, ces
ophiolites anciennes, témoins d’une croûte océanique disparue, sont donc particulièrement précieuses.
Ces ophiolites permettent de se faire une idée des processus magmatiques qui
sont à l’origine de la croûte océanique au niveau de l’axe des dorsales (fig. 1.5).
laves (coulées et dykes)

Profondeur sous le fond (km)

bouillie cristalline

0

gabbros

MOHO

5

asthénosphère

5 km

DORSALE LENTE

profondeur sous le fond (en km)

0

0

coulées
lentille

dykes

de magma

gabbros

bouillie cristalline
10 à 20 % de liquide
sills

zone à faible vitesse
4

MOHO

péridotites

lentille de magma basale

asthénosphère

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

0

5 km

DORSALE RAPIDE

Fig. 1.5 Modèles de structure profonde des dorsales
et des différenciations magmatiques correspondantes.
Dorsale lente : exemple de la dorsale E-Indienne (d’après M. Cannat, 1993).
Dorsale rapide : exemple de la dorsale S-Pacifique (d’après Y. Lagabrielle et S. Leroy, 2006).

18

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

L’écartement des plaques litosphériques est compensé par l’ascension de l’asthénosphère, provoquant un abaissement de pression. La partie la moins réfractaire du
matériel péridotitique (clinopyroxène et, accessoirement, plagioclase) entre en
fusion. Ce liquide, qui correspond à 5-20 % du volume total de la roche mantellique,
s’élève et s’accumule dans des zones de distension en un ou plusieurs réservoirs
magmatiques tandis que le reste du matériel mantellique est déformé et donne les
tectonites. Selon le taux de fusion partielle, elles seront représentées par des dunites
(taux élevé), des harzburgites (taux modéré) ou des lherzolites (taux faible).
Quelques données sismiques, à vrai dire assez rares, suggèrent que cette fusion
partielle commence vers 60-80 km de profondeur et que l’apparition de masses
magmatiques individualisées se ferait vers – 20 km, alimentant directement les
réservoirs superficiels.
Dans ces réservoirs, il peut y avoir séparation différentielle des minéraux ferromagnésiens, denses (olivine et pyroxènes), qui donnent naissance, sur le fond, à des
péridotites de type cumulat, riches en olivine et, accessoirement, à clinopyroxène et
plagioclase. Au-dessus, le liquide magmatique donne des gabbros cumulatifs puis des
basaltes. Ces derniers atteignent la surface grâce aux nombreuses failles de distension
du rift (dykes). Latéralement, par refroidissement, ces différentes couches vont
donner celles de la croûte océanique. Mais leur disposition varie suivant les dorsales.
Dans les dorsales lentes, comme celle de l’Atlantique, on constate que les ondes S
ne sont pas ralenties et, par ailleurs, on observe en surface des coulées basaltiques
discontinues, ce qui montre que l’activité volcanique peut s’interrompre pendant de
longues périodes. Les basaltes sont pétrographiquement peu différenciés, ce qui fait
penser à des chambres magmatiques de petite taille où le fractionnement cristallin
est modeste, voire nul. Il y a peu de dykes, toujours très localisés. Les cumulats
gabbroïques sous-jacents aux basaltes sont irrégulièrement disposés au sein de péridotites mantelliques plus ou moins serpentinisées qui peuvent donc affleurer directement au fond du rift et sur les murs des horsts qui en accidentent le fond.
Dans les dorsales rapides comme celle du Pacifique, il y a ralentissement des
ondes S à leur verticale et, en surface, une couche de basaltes plus régulière et plus
épaisse, avec des faciès plus évolués, plus étroitement imbriqués. On pense donc à
une chambre magmatique unique, plus vaste, constamment alimentée par du liquide
mantellique. Le fractionnement cristallin y est plus facile si bien que la zone des
cumulats péridotitiques et celle des gabbros sont plus épaisses, plus homogènes, avec
des produits souvent lités. Les dykes forment aussi une couche épaisse et continue.
Les taux d’accrétion rapide sont liés à la traction exercée par les plaques en
subduction (V. notamment l’exemple de la dorsale Est-Pacifique)
Les deux types de croûte océanique ainsi obtenus se retrouvent dans les complexes
ophiolitiques des chaînes de montage.La divergence des plaques lithosphériques au
niveau de l’axe de la dorsale étant compensée par la remontée de l’asthénosphère
sous-jacente, la vitesse d’accrétion contrôle la vitesse de remontée, et donc le taux
de fusion partielle (faible pour les dorsales lentes, élevée pour les dorsales rapides).
Pour les dorsales rapides, l’apport continu de magma permet de compenser l’écartement
des plaques. La croûte est alors épaisse, formée uniquement de produits magmatiques,

1.1

Les dorsales

19

et lisse en surface. Pour les dorsales lentes, la quantité de magma produite étant
insuffisante, l’écartement est compensé à la fois par le magmatisme et par l’étirement de la lithosphère, formant un rift. Les failles normales fracturant le manteau
lithosphérique permettent sa serpentinisation. La croûte est alors mince, formée
pour l’essentiel de péridotites serpentinisées dans lesquelles se trouvent quelques
corps ou épanchements magmatiques, et avec un relief accidenté par de nombreuses
failles normales.
1.1.4 L’âge des dorsales
Une réorganisation importante du réseau des dorsales s’est produite au début du
Crétacé supérieur. Elle laisse cependant persister des traces d’accrétion plus
ancienne (Crétacé inférieur et même Jurassique) dans l’Atlantique central (fig. 1.6),
le canal de Mozambique, l’océan indien N et le Pacifique W.
1.1.5 L’expansion océanique

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

Tous les fonds océaniques, même ceux des plaines abyssales, sont le résultat d’une
accrétion.
Les forages sous-marins des programmes successifs JOIDES (Joint Oceanographic Institutions Deep Earth Sounding), IPODE (International Program of Oceanic
Drilling Exploration) et ODP (Ocean Drilling Program) ont permis de connaître
l’âge des planchers océaniques par celui des sédiments superposés. On trouve effectivement les sédiments les plus âgés au voisinage des marges continentales mais ils
n’existent que par places et non tout au long des océans. Par ailleurs, on ne trouve
jamais de sédiments plus anciens que le Jurassique (fig. 1.6, 1.7, 1.8). Tout ceci
montre que :
– 1. L’ouverture des grands océans (ou plutôt le renouvellement de leur fond) est
relativement récente et, en tout cas, ne débute pas plus tôt que le Jurassique.
– 2. Les océans s’ouvrent par tronçons successifs. Ainsi, dans l’Atlantique (fig. 1.6),
les sédiments jurassiques n’existent que dans la partie centrale, au large de
l’Afrique de l’W et des USA, ce qui s’explique dans la mesure où ce tronçon est
un fragment de l’ancienne Mésogée (ou Téthys) qui s’ouvrait d’E en W. Au début
du Crétacé, l’ouverture de l’Atlantique Sud, puis de l’Atlantique Nord, se fait
suivant une direction subméridienne, perpendiculaire à l’axe mésogéen. Elle se
développera ensuite jusqu’à nos jours, repoussant les sédiments jurassique supérieur et crétacé inférieur vers les seules côtes du Maroc et du Mexique.
Subsidence thermique. Une autre conséquence de l’expansion océanique est qu’il
y a une liaison entre la profondeur et l’âge du plancher océanique. Sur les flancs des
dorsales, la lithosphère océanique s’approfondit en même temps qu’elle s’éloigne de
l’axe d’accrétion, c’est-à-dire qu’elle devient plus âgée. Cet approfondissement
s’explique par un refroidissement du manteau. Le manteau lithosphérique s’épaissit
au détriment de la partie supérieure de l’asthénosphère. Cet épaississement de la
lithosphère océanique, combiné à l’alourdissement par contraction thermique, est

20

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Fig. 1.6

Carte géologique simplifiée de l’Atlantique.

T. Tertiaire indifférencié, Ng. Néogène, Pg. Paléogène, Cs. Crétacé supérieur,
Ci. Crétacé inférieur, J. Jurassique.
Le Jurassique ne se trouve qu’au niveau de l’Atlantique central et jalonne le trajet
EW de l’ancienne Téthys, partout ailleurs disparue.

compensé isostatiquement par son approfondissement (subsidence thermique).
Alors que l’axe des dorsales présente des structures associées à la formation de la
croûte océanique, la morphologie de leurs flancs correspond à l’épaississement du
manteau lithosphérique.

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

1.1

Les dorsales

21

Fig. 1.7 Carte géologique simplifiée de l’océan Indien
(d’après l’atlas géologique du Monde au 29 000 000e).
Les rapports entre les dorsales et la croûte sous-marine d’âge différent suivant les
points, montrant que la dorsale W indienne a sensiblement conservé la même position depuis le début du Crétacé, celle de Carlsberg depuis le Crétacé supérieur,
tandis que la dorsale est-indienne (ou dorsale indienne proprement dite) s’installe à
l’Éocène obliquement aux structures antérieures.
AmStP. Amsterdam St-Paul, C. Comores, Ch. Chagos, Cro. Crozet, K. Kerguelen,
L. Laquedives, M. Maurice, Mal. Maldives, R. Réunion, Rodr. Rodrigues, S. Seychelles.

22

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Fig. 1.8

Carte géologique simplifiée du Pacifique.

J. Jurassique, Ci. Crétacé inférieur, Cs. Crétacé supérieur, PG. Paléogène, NG. Néogène,
Ps. Pléistocène, T. Tertiaire indifférencié.

Il existe une relation entre la profondeur de cette lithosphère et son âge, relation
qui peut servir d’élément de datation :
Z (prof. en mètres) = 2 500 + 350 t (t en millions d’années).
Ce calcul approximatif n’est valable que jusqu’à 70 Ma, comme le montrent les
données de l’Atlantique N et du Pacifique S. Au-delà de 70 Ma, la lithosphère étant suffisamment refroidie, atteint un équilibre thermique qui s’exprime dans la topographie
(plaines abyssales).
1.1.6 Les failles transformantes
Le profil en long d’une dorsale ne montre pas une profondeur constante. Les dorsales
sont constituées de tronçons bombés, longs de 50 à 100 km, séparés par des failles
transversales, ou par juxtaposition des centres d’expansions (OSC : Overlapping

1.1

Les dorsales

23

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

Fig. 1.9

Failles transformantes.

Le long d’une dorsale, entre les points A et B, l’expansion océanique travaille en sens
contraire de part et d’autre de la faille, d’où la fréquence des séismes dans ce
secteur. C’est ce que confirme l’exemple choisi, sur la dorsale atlantique, dans la
région équatoriale (d’après Sykes, 1967).

Spreading Center) 1. Il représente en fait une image de la fissure à partir de laquelle
s’est ouvert l’océan correspondant. Son irrégularité est liée aux discontinuités de la
croûte originelle, notamment au réseau des fractures préexistantes.
1. La découverte de vastes structures circulaires (10-15 km de diamètre) dans les grands massifs
ophiolitiques a fait supposer que la remontée de l’asthénosphère pourrait se faire sous la forme de
« diapirs » mantelliques de type OSC juxtaposés. Certains auteurs attribuent à ce phénomène la
segmentation des dorsales.

24

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Comme c’est de part et d’autre de cette fissure que se produit l’accrétion océanique, son tracé, avec ses décalages successifs, restera stable. C’est en cela que de
telles failles se distinguent des décrochements classiques puisque le décalage entre
les deux segments de dorsale ne varie pas (fig. 1.9). Le seul mouvement que l’on y
observe est celui de l’accrétion océanique, c’est-à-dire le mouvement de tapis
roulant des planchers océaniques juxtaposés.
C’est seulement dans le segment séparant les deux tronçons de la dorsale
(segment AB de la fig. 1.9) que les déplacements se font en sens contraire et qu’on
observe donc des foyers sismiques. Au-delà, c’est-à-dire de part et d’autre de A et B,
les déplacements se font dans le même sens si bien que l’activité sismique redevient
faible ou nulle.
Ces accidents transverses sont marqués morphologiquement, tout d’abord par une
dénivellation causée par la différence d’enfoncement des deux compartiments de
croûte océanique en contact, puisqu’ils sont d’âge différent (donc de température et
de densité différentes), ensuite par le fait qu’ils correspondent à des sillons étroits et
profonds. Par exemple, la faille de la Romanche 1, dans l’Atlantique central, est une
crevasse de plus de 7 km de profondeur qui pourrait fournir une coupe naturelle de
la croûte océanique.
Ces failles, si différentes des décrochements classiques, sont dites transformantes
(terme dû à Wilson, 1965), parce que certaines d’entre elles aboutissent à une zone de
subduction. Elles limitent donc un panneau de lithosphère océanique qui se fabrique
à l’une de leurs extrémités et disparaît à l’autre. Autrement dit, en suivant ces failles,
on assiste à la transformation d’un processus d’accrétion en processus de subduction.
Mais le terme a été élargi à toutes les failles lithosphériques verticales à composante
horizontale résultant de l’expansion océanique, si bien qu’il recouvre trois groupes
d’accidents :
– Les failles décalant simplement le rift de la dorsale (failles de rift à rift), comme
la faille de la Romanche, déjà évoquée, ou celle de St-Paul dans l’Atlantique
central (fig. 1.9, 4.18), les failles d’Owen et de St-Paul-Amsterdam dans l’océan
Indien (fig. 1.7), la faille San Andreas (fig. 1.10 et 4.17).
– Les failles de rift à fosse de subduction, dont nous venons de dire qu’elles sont à
l’origine du terme de « transformante ». Exemple : la faille de Juan Fernandez,
limitant au S la plaque de Nazca, au large du Chili (fig. 1.10).
– Les failles de fosse à fosse, plus rares. La faille joignant la Patagonie aux îles
Sandwich du S, en lisière méridionale du plateau continental sous-marin des
Falklands (fig. 1.10), est un bon exemple. Citons aussi la zone transformante
nord-caraïbe (ou faille de l’Oriente) qui longe la côte S de Cuba, entre les fosses
des petites Antilles et de l’Amérique centrale. Ce système offre une morphologie
complexe. Il est en effet jalonné de bassins et de rides et montre un espace océanique très petit : la fosse Cayman dont le prolongement oriental permet
d’observer, suivant les points, des failles de distension ou des plis obliques en
1. Du nom d’un navire océanographique.

1.2

Les arcs insulaires intraocéaniques

Fig. 1.10

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

A.
B.
C.
D.

25

Failles transformantes du Pacifique oriental.

Transformante de rift à rift.
Transformante de rift à fosse de subduction.
Transformante de fosse à fosse.
Anciennes transformantes contemporaines d’une direction d’expansion fonctionnelle jusqu’à – 10 Ma environ.

échelons (fig. 1.11). L’ensemble de ces structures a été ultérieurement comprimé
et déversé au S. La structure est donc beaucoup plus variée que dans les failles
transformantes affectant seulement des dorsales.

1.2

LES ARCS INSULAIRES INTRAOCÉANIQUES

Un autre type de reliefs océaniques sismiquement actifs est constitué par des alignements d’îles volcaniques qui diffèrent du type précédent par deux caractères : un
volcanisme dont les produits principaux sont tholéitiques (tholéites dites d’arc) à
calco-alcalins et leur association avec une grande fosse sous-marine, parallèle à

26

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Fig. 1.11 Fosses sous-marines et structures diverses jalonnant la transformante nord-caraïbe
(faille de l’Oriente) sur la côte S de Cuba (d’après Calais et al., 1990, simplifié).
Suivant les points, ce sont des failles de distension ou des plis en échelons (A). Au S de
Santiago, le contenu de ces fosses offre même une structure plissée à vergence S
répondant à une contraction récente.

l’alignement des îles, où les profondeurs peuvent dépasser 10 000 m (« trench » des
auteurs anglo-saxons). Ces grandes fosses représentent le départ d’une zone de
subduction, donc une limite convergente.
1.2.1 Arcs du type Tonga-Kermadec ou Mariannes
Ils apparaissent en un point quelconque du domaine océanique pour des raisons
probablement variées mais surtout gravitaires. En effet, en s’éloignant de la dorsale,
la lithosphère océanique s’alourdit par refroidissement. Elle devient alors plus dense
que l’asthénosphère sous-jacente, de même composition chimique mais plus chaude.
L’équilibre devient instable et il suffit d’une simple cassure pour que l’une des lèvres
bascule et plonge dans le manteau auquel elle s’incorporera progressivement (voir
fig. 1.13).
Sa descente dans un milieu plus chaud provoque, comme nous le verrons (p. 133),
des phénomènes de fusion partielle dans le manteau sus-jacent à la surface de
subduction, fusions qui donnent naissance à des magmas plus acides, plus légers.
Lorsque ces magmas remontent à la surface, ils édifient un arc insulaire volcanique
(tholéites d’arc) 1, cependant qu’en profondeur se mettent en place des plutons
granodioritiques.
L’archipel des Tonga-Kermadec, au NE de la Nouvelle Zélande (fig. 1.12) est
constitué de volcans tholéitiques et andésitiques, plus rarement rhyolitiques, associés à des sédiments volcano-détritiques et des calcaires récifaux éocènes à quaternaires. Une tectonique récente de distension a basculé les terrasses quaternaires.
Les îles Mariannes, entre le Japon et la Nouvelle-Guinée (fig. 1.12, 1.14) comptent
une quinzaine d’îles analogues aux précédentes. Leur intérêt réside surtout dans le
1. À plus forte teneur en éléments incompatibles, y compris Ti et P, ainsi qu’en K2O, que les MORB.

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

1.2

Les arcs insulaires intraocéaniques

Fig. 1.12

Arcs intraocéaniques et bassins arrière-arc du Pacifique W.

En haut : région de la mer des Philippines. Au centre : région Corail-Fidji-Tonga.
C : trace du profil tomographique de la fig. 1.13. En bas : coupes A et B (d’après
Y. Lagabrielle, 1987). Vecteurs GPS (par rapport à l’Eurasie), d’après N. Chamot et
P. Rabaute, 2006.

27

28

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

300

600

F

900

1200 km
T

400

800

1200
km
Fig. 1.13

- 1,5 %

+ 1,5 %

Coupe tomographique Tonga (T)-Fidji (F), d’après Bijward et al, 1997).

Les coupes tomographiques sont basées sur l’analyse d’un très grand nombre de séismes.
Pour chaque cas considéré, on compare les temps d’arrivée réels avec ceux prévus par le
calcul pour un modèle homogène. On peut ainsi distinguer des zones où les ondes sont
en retard (ralenties) ou en avance (accélérées) parce qu’elles traversent respectivement
un milieu chaud ou froid par rapport à la normale. Elles permettent donc de visualiser
des zones froides (foncées) et chaudes (claires).
Ici, la coupe montre un élément froid (noir), interprété comme la lithosphère pacifique qui
s’enfonce avec un assez fort pendage puis s’horizontalise au niveau de la discontinuité
des 600 km.

fossé océanique (trench), largement ouvert, qui montre de nombreuses failles d’extension. La sédimentation y est réduite, si bien que les roches volcaniques de l’arc contigu
à la fosse y affleurent largement. Il s’agit typiquement d’un dispositif en extension.
Les archipels du Vanuatu (Nouvelles-Hébrides) et des Fidji (fig. 1.12) offrent
une disposition et une histoire un peu plus compliquées comprenant plusieurs stades
successifs.
À l’Éocène, on avait là un seul arc dont les restes sont connus aux îles Fidji seulement, sous la forme de laves tholéitiques ou andésitiques et de sédiments volcanodétritiques déformés et métamorphisés en faciès schiste vert. Ce premier ensemble
est également traversé par des plutons granodioritiques et gabbroïques éocènes.
Au Miocène supérieur, une nouvelle période d’activité met en place des laves plus
différenciées et plus acides (andésites, dacites, rhyolites), discordantes sur l’ensemble
précédent. Cette deuxième phase est interrompue par une nouvelle crise compressive
donnant des structures plissées.

1.2

Les arcs insulaires intraocéaniques

Fig. 1.14

29

Arc volcanique intraocéanique des Mariannes (Pacifique W)
(inspiré de Hussong et Uyeda, 1981, simplifié).

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

FO. fosse de subduction, AV. arc volcanique actuel (découpé en deux rides, dont
l’une inactive, par un petit bassin intra-arc. On n’a pas détaillé, faute de données, la
structure profonde de cet arc où doivent exister des plutons granodioritiques).
BM. bassin arrière-arc des Mariannes, peut-être en extension si l’on en croit un flux
de chaleur légèrement supérieur à la normale et quelques venues de basaltes tholéitiques frais.
Croûte océanique inférieure en gris clair, manteau supérieur en gris foncé. Les chiffres sont ceux des vitesses sismiques (en km/sec.).
La coupe schématique placée en annexe, montre la position de l’arc actuel (A3) par
rapport aux deux arcs rémanents (ou résiduels) que sont la ride ouest-Mariannes,
néogène (A2), et celle de Palau-Kyu Shu, néocrétacée-paléogène (A1). Ces arcs,
actuellement inactifs, sont dus à un phénomène d’émiettement qui affecte souvent
les rides intraocéaniques par développement de bassins « intra-arcs ».

Au Pliocène, le phénomène distensif reprend et édifie un bassin intra-arc (bassin
nord-fidjien) séparant les Fidji de Vanuatu (fig. 1.12, coupe A). Toute activité volcanique cesse dans les premières qui deviennent ainsi un arc résiduel (ou « rémanent »).
Ce stade distensif est intéressant et nous le retrouverons dans d’autres archipels où il
est fréquemment à l’origine de tels arcs résiduels (p. 30). Il souligne que la genèse et
l’évolution de ces arcs intra-océaniques se fait en régime distensif.
Au Quaternaire, le creusement de la fosse du Vitiaz, au N du bassin nord-fidjien,
est peut-être l’amorce d’une nouvelle subduction intra-océanique, de vergence
inverse de la précédente, subduction qui pourrait expliquer le nouveau et léger
volcanisme basaltique qui se manifeste dans les Fidji. Une néotectonique active
soulève et bascule les surfaces d’érosion dans les deux archipels.

30

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Les Petites Antilles, comme la Guadeloupe et la Martinique, représentent un
arc volcanique dont l’activité débute, là encore, avec l’Éocène, puis migre peu à
peu vers l’W, en s’éloignant donc de la fosse de subduction, processus fréquent à la
verticale des surfaces de subduction 1. Le substrat sur lequel s’installe le
volcanisme n’est pas connu mais il est probablement océanique.
L’intérêt de tous ces archipels volcaniques est qu’ils montrent la genèse de
magmas relativement acides à partir de la subduction d’une croûte océanique basique.
Peut-être amorce-t-on ainsi l’édification d’une nouvelle croûte continentale. On peut
donc se demander si la destinée de celle-ci n’est pas de grandir sans cesse aux dépens
du manteau. Ce fut certainement le cas au Précambrien. Actuellement, le bilan
semble plutôt stationnaire. En effet, les traceurs isotopiques montrent qu’une partie
de la croûte continentale rejoint le manteau supérieur, entraînée par le phénomène
de subduction, tandis qu’une autre, la plus profonde, est peu à peu « mantellisée »
par digestion et intrusion de produits basiques.
Les arcs volcaniques intra-océaniques sont souvent associés à des rides surtout
sous-marines, qui leur sont parallèles et qui sont soit des accumulations de produits
sédimentaires, soit des arcs résiduels comme celui des Fidji, déjà évoqué.
Les arcs sédimentaires sont produits par l’accumulation, au point de départ de la
zone de subduction, des sédiments qu’apporte sans cesse la lithosphère océanique
plongeante. C’est le prisme d’accrétion des auteurs.
Un bon exemple de cette disposition est donné par les Petites Antilles. L’arc
volcanique (Guadeloupe, Martinique, Saint-Vincent, etc.) est doublé à l’E par un
prisme d’accrétion important, particulièrement bien étudié (sismique, forages, bathymétrie). Il est fait d’une série de lames empilées, disposées en un éventail irrégulier
(fig. 1.15 et 1.16), comme si les matériaux apportés de l’océan s’enfonçaient sous les
matériaux antérieurs en les soulevant peu à peu.
Une particularité du prisme de la Barbade est que ses lames ne comprennent que du
Néogène alors que la couverture sédimentaire du fond atlantique va du Quaternaire au
Crétacé supérieur. Cette particularité est due au clivage de la couverture en question
dans les argiles du Miocène moyen. Seuls les niveaux sus-jacents, décollés, passent dans
le prisme. Les niveaux sous-jacents (Miocène inférieur à Campanien) restent en profondeur mais on ne sait pas s’ils entrent totalement en subduction ou « s’accrètent » plus
loin. Les données géophysiques et la découverte récente de l’Éocène-Oligocène dans le
prisme semblent en faveur de cette deuxième interprétation qui est celle de la fig. 1.15.
Une remarque supplémentaire à propos de ce clivage et que, dans son plan, on a pu
mesurer une surpression de fluides (25 kg/cm2), ce qui est intéressant car de telles surpressions ont été souvent invoquées pour expliquer le déplacement horizontal de certaines
nappes de charriage, mais rarement mises en évidence dans les plans eux-mêmes.

Les arcs rémanents ou résiduels. Ce sont des rides sous-marines, inactives, qui se
trouvent en arrière d’un arc insulaire actif dont elles sont séparées par un petit bassin
à croûte océanique. Comme l’âge et la nature de leur matériel constitutif sont ceux
1. La genèse des produits volcaniques correspondants sera détaillée à propos des arcs insulaires
dérivant de l’évolution d’une marge continentale active (p. 133).

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

1.2

Les arcs insulaires intraocéaniques

Fig. 1.15

31

L’arc intraocéanique des Petites Antilles.

Dans le prisme d’accrétion, la déformation se produit, soit le long de surfaces de
décollement subhorizontales (D), soit par empilement de petits anticlinaux séparés
par des failles chevauchantes (A).

de l’arc actif voisin, on pense qu’il s’agit de lanières de ces arcs détachées par
rifting, c’est-à-dire par l’apparition et le développement d’un bassin « intra-arc ».
On peut citer comme exemple la ride d’Aves à l’W de l’arc des Petites Antilles
(fig. 1.17B) ou les arcs résiduels du Pacifique W (fig. 1.17A), beaucoup plus spectaculaires.

32

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Fig. 1.16

Profils de sismique-réflexion dans le prisme d’accrétion de la Barbade
(d’après Biju-Duval et al., Tectonophysics, 1982).

Ils illustrent la tectonique de décollement subhorizontal (D) ou l’empilement de
petits anticlinaux faillés et chevauchants (A).

Dans la mer des Philippines (fig. 1.17), et détachés de l’arc des Mariannes, viennent d’E en W, la ride Ouest-Mariannes (1 500 m de profondeur, d’âge néogène
d’après les forages DSDP), puis celle de Palau-Kyu Shu (– 3 000 m, néocrétacée à
paléogène) (fig. 1.14).
Entre Philippines et Bornéo, l’arc actif allant des Célèbes aux Philippines (arc de
Sangihe) a donné naissance, du S au N, aux arcs rémanents de Sulu et de Palawan,
respectivement séparés par les bassins des Célèbes (Éocène moyen) et de Sulu
(Miocène).
L’arc rémanent des Fidji, déjà évoqué, est séparé des Nouvelles-Hébrides par le
bassin nord-fidjien et pourrait se raccorder à l’arc rémanent de Lau en arrière de
l’arc actif Tonga-Kermadec.
Par contre, l’arc résiduel ouest-mélanésien est isolé et représente un arc actif en
train de mourir.
La disposition de ces arcs peut localement être plus complexe. Par exemple, entre
la Nouvelle-Guinée et les îles Salomon, il existe trois arcs emboîtés, à convexité S
(fig. 1.17, 1.18) : Nouvelle-Bretagne, Woodlark et Pocklington, tous trois à même
substrat éocène. Il s’agit donc bien d’un arc dissocié dont l’élément frontal a été
jusqu’à une époque récente le plus méridional d’entre eux, c’est-à-dire l’arc de
Pocklington qui montre effectivement une fosse, sans activité sismique. La fosse
active du système se trouve maintenant au pied de la ride de Nouvelle-Bretagne,

1.2

Les arcs insulaires intraocéaniques

Fig. 1.17

33

Quelques exemples d’arcs rémanents.

© Dunod – La photocopie non autorisée est un délit.

A. Pacifique SW (d’après Karig, simplifié, 1972) :
Système des Mariannes : WM. Ouest-Mariannes, PK. Palau-Kyu Shu
Système des Philippines : Pa. Palawan, SU. Sulu, C. Célèbes
Système W-mélanésien (WMél) : NB. New Britain, W. Woodlarck, PO. Pocklington,
S. Salomon
Système des Hébrides : V. Vanuatu, F. Fidji
Système de Tonga-Kermadec : L. Lau.
B. Caraïbes : arc d’Avès (A) à l’W des Petites Antilles.

dans le prolongement des fosses des Salomon et de Trobriand. Ce système s’est donc
récemment substitué, en tant que zone active, à l’arc ouest-mélanésien, moribond.
Tout ceci traduit une réorganisation complexe du champ de contrainte régional,
probablement liée aux modalités de la collision du plateau d’Ontong Java, porté par
la plaque pacifique, avec la plaque australienne.
En tout cas, les fosses de Nouvelle-Bretagne et de Trobriand vont peu à peu
engloutir le petit bassin océanique des Salomon, si bien qu’il y aura alors collision
entre l’arc de Nouvelle-Bretagne et celui de Woodlark. Nous retrouverons de tels
phénomènes dans le chapitre consacré aux phénomènes compressifs.

34

Fig. 1.18

1 • Reliefs océaniques sismiquement actifs

Schéma structural des archipels ouest-mélanésiens (modifié d’après Karig, 1972).

1.2.2 Arcs du type Japon-Insulinde
Plus proches des continents que les précédentes, ils ont une origine plus complexe et
différente. Ils montrent en effet un substratum granito-gneissique analogue à celui
du continent voisin car ils résultent d’une évolution particulière de la bordure de ce
dernier et seront donc étudiés avec les marges continentales actives qui leur ont
donné naissance (p. 152).
En revanche, il faut parler ici de l’espace océanique qui les sépare du continent et
qu’on appelle « mer marginale ». Leur origine est liée à une distension très poussée
de la bordure continentale, distension qui entraîne son morcellement et l’apparition
d’une croûte nouvelle, de type océanique. De telles mers sont fréquentes, pour ne
pas dire la règle, sur la marge asiatique du Pacifique (fig. 1.10) : mer de Tasmanie
(entre Australie et Nouvelle-Zélande), mer de Chine orientale (au N de l’île de
Taiwan), mer du Japon, mer d’Okhotsk (bassin des Kouriles), etc. Le mécanisme
correspondant est étudié au chapitre 6.

Chapitre 2

Reliefs océaniques
sismiquement inactifs

2.1

RELIEFS VOLCANIQUES

2.1.1 Les volcans océaniques isolés
Si certains sont émergés comme les Bermudes, les îles du Cap Vert, les Canaries,
Madère, dans l’Atlantique (fig. 2.1), Tahiti dans le Pacifique, la Réunion ou l’île
Maurice dans l’océan Indien (fig. 2.2), les îles Cocos dans le Pacifique W, la plupart
sont restés sous-marins.
Leur origine est variable.
Certains sont nés sur l’axe d’une dorsale et ont ensuite été écartés par le jeu de
l’expansion océanique, perdant alors ou non leur activité suivant le jeu des fractures
de la dorsale. C’est le cas des îles de Sainte-Hélène (inactive) et de Tristan da Cunha
(active) dans l’Atlantique Sud, des Bermudes (inactives) dans l’Atlantique Nord
(fig. 2.1).
D’autres, au contraire, n’ont rien à voir avec une dorsale et jalonnent des fractures
banales de la lithosphère océanique. Leurs produits sont d’ailleurs franchement
alcalins et non plus tholéitiques (Canaries, Tahiti, Réunion etc.).
La forme de ces volcans sous-marins est conique ou tronconique : dans ce dernier
cas, on parle de guyot ou de seamount. Leur sommet plat souvent surmonté de carbonates
de plate-forme, témoigne de leur ancienne émersion, suivie d’érosion et du développement d’un atoll, avant que la subsidence thermique de la lithosphère océanique sousjacente ne les entraîne sous le niveau de la mer.

36

2 • Reliefs océaniques sismiquement inactifs

Fig. 2.1 Îles
volcaniques
de l’Atlantique.

Toutes correspondent à des points chauds, mais certaines sont situées ou sont nées
sur la dorsale et montrent donc un volcanisme p.p. tholéitique (croix), d’autres sont
franchement océaniques et leur volcanisme est alcalin (points noirs).

2.1.2 Les volcans océaniques alignés
Même si certains appareils volcaniques sont proéminents, voire émergés, ils appartiennent presque tous soit à des alignements de volcans, soit à des rides asismiques 1.
Dans les deux cas, seule une extrémité de l’alignement ou de la ride montre des volcans
actifs. C’est le cas de Tristan da Cunha à l’extrémité de la ride de Walvis dans
l’océan atlantique (fig. 2.2), des îles Hawaï ou des Touamotou-Pitcairn dans le Pacifique (fig. 2.4). Mais beaucoup de ces alignements sont actuellement éteints, comme
la ride, entièrement sous-marine, du 90e méridien dans l’océan Indien (fig. 2.2).
Les roches correspondantes sont des basaltes alcalins (OIB, Ocean Island
Basalt), différents de ceux des dorsales (MORB) et traduisant, par leur composition
minéralogique, une fusion plus profonde.
1. Exception faite, évidemment, des petits séismes liés au déplacement des masses magmatiques.


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