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UBa CNRS IFREMER arstam BRGM centre de Brest B.P ro. 29263 PLOUZANE DOCUMENTATlON Tél 98 22 42 71-TéIéx 0 827 OAo.1T1emenl GèaSCIeIDIS MarnlS FRANCE Groupe de FonnarionDoctorale Géosciences: Géodynamique, Géophysique et Géochimie des Océans THESE DE DOCTORAT DE L'UNIVERSITE DE BRETAGNE OCCIDENTALE, Nicolas BINARD JPC(])IIWT ~ ce IE1A 1JJIlD ~ IIDJE ILA A1IJ~irm.AILIE let IIDJE (IPACCIIIFII((}lUJJE ~UJIlD)~ A JP JPm. Cf]) ce IE1 le ~((])ceiiletje ~IIirceAII1F{W V C(]) IL ce A Wc(]) IL C(]) CG II«!lUlE JPJET 1F{ Cf])11 ((]) <G II((}l1JJJE Dépôt légal Brest 1991 Nouvelle série

THESE de DOCfORAT de L'UNIVERSITE DE BRETAGNE OCCIDENTALE Groupe de Fonnation Doctorale Géosciences: Géodynamique, Géophysique et Géochimie des Océans Nicolas BINARD LES POINTS CHAUDS DE LA SOCIETE DES AUSTRALES ET DE PITCAIRN (PACIFIQUE SUD): APPROCHE VOLCANOLOGIQUE ET PETROLOGIQUE Thèse soutenue le 20 Juin 1991 Jury: Président: Rapporteurs: Membres: T. JUTEAU, Professeur à l'université de Bretagne Occidentale. J.L. CHEMINEE, Directeur de Recherche au CNRS. P.M. VINCENT, Professeur à l'université de Clennont-Ferrand. J. FRANCHETEAU, Physicien à l'institut de Physique du Globe de Paris. R. HEKINIAN, Chercheur à l'ifremer. R. MAURY, Professeur à l'université de Bretagne Occidentale. H. SIGURDSSON, Professeur à l'université de Rhode Island. T.L. WRIGHT, Chercheur à l'u.s. Geological SUIvey.

A mon père, pour qui cette thèse eût étél'objet d'une immense joie et d'une très grande fierté. A ma mère, pour toutes ces années de dévouement, de compréhension et d'amour. Alle theorie sind grau, allein der lebensbaum grun ist. Goethe

Remerciements Pour m'avoir fait découvrir un univers nouveau, m~avoir guidé, conseillé dans mes recherches, et fait profité de sa très grande connaissance des sciences marines, et ceci avec un souci permanent d'entente, de compréhension et de soutien, j'exprime ma plus profonde reconnaissance à Roger Hékinian qui me dirigea durant les trois années que dura ma thèse. Je remercie Thierry Juteau et René Maury de m'avoir accueilli à l'université de Bretagne Occidentale pour une formation doctorale, et témoigné leur confiance en m'accordant une bourse MRT du GDR GEDO, me permettant de réaliser cette thèse dans les meilleures conditions. J'exprime ma très profonde gratitude à Jean-Louis Cheminée et Peter Stoffers qui, en m'invitant à participer à leurs missions à la mer, m'ont permis d'acquérir une expérience professionnelle d'une richesse incomparable, et fait partager une aventure scientifique exceptionnelle. Ce travail représente l'aboutissement d'une formation volcanologique de terrainqui prit naissance en Septembre 1987 sur les pentes de l'etna, en compagnie de Guy Kieffer à qui j'exprime ici ma plus profonde gratitude. Les missions dans le Pacifique ont bénéficié des appuis logistique et financier du Commissariat à l'energie Atomique représenté parjacques Talandier (CEA Papete) etgérard Guille (CEA Bruyèresle Châtel) que je remercie très sincèrement. Je tiens aussi à remercier tout particulièrement Daniel Bideau qui durant mon passage à l'ifremer fit preuve à mon égard d'une remarquable disponibilité en tant qu'interlocuteur lors de longues discussions parfois tardives, ou bien encore comme arbitre lors de mes trop nombreuses divergences d'idées avec les ordinateurs locaux. J'ai beaucoup appris, et dans bien des domaines, qu'ils soient océanographique, géophysique, ou aéronautique, au cours de très nombreuses discussions partagées avec Félix Avédik, envers qui je tiens à exprimer, ici, ma plus profonde admiration. J'exprime toute ma sympathie à Gérard Auffret pour m'avoir accordé une oreille attentive et bienveillante durant les dernières phases de rédaction, ainsi que d'avoiraccepté de lire et commenter objectivement quelques pages, toujours trop nombreuses, de ce travail. Je remercie Marcel Bohn etjoe Cottenqui, grâce à leurparfaitemaîtrise des instrumentsanalytiques, ont permis d'optimiser les résultats présentés dans ce mémoire. J'exprime ma profonde sympathie à Gérard Vincent qui m'a toujours porté assistance dans mon insatiable quête d'images. Je tiens à dire un grand merci à toutes les personnes du départementdro/gm, particulièrementà mes cinq secrétaires Marie-Michelle Pedel, Jacqueline Quentel, Nicole Uchard, Sophie Cann et Elisabeth Savoye, aux dessinateurs Daniel Carré et Jean-Pierre Mazé, à René Kerbrat et Gilbert F10ch du groupe de sédimentologie, ainsi qu'aux collèges du groupe "Environnement Sédimentaire" pour m'avoir facilité la tâche en me permettant de converser avec leurs Macs. Enfin j'exprime ma profonde gratitude aux membres du jury, Thierry Juteau, Roger Hékinian, René Maury, Jean-Louis Cheminée, Jean Francheteau, Haraldur Sigurdsson, Pierre-Marie Vincent, et Thomas Wright qui ont accepté de porter attention à ce travail par une critique objective et hautement enrichissante.

Avant-propos En arrivant de Clermont-Ferrand un certain 2 Juillet 1988, pour prendre un premier contact avec l'ifremer et l'ubo, je n'imaginais pas que cette visite serait le début d'une thèse qui allait m'enmener dans l'océan Pacifique pour descendre si profond dans les abysses et y rencontrer des volcans en activité. Je me suis vite rendu compte combien le travail de "terrain" sur un navire océanographique est différent de tout ce que j'avais pu faire et apprendre sur la terre ferme. Je ne devrais pas le dire mais je préfère sincèrement le deuxième environnement. Cependant, avoir la chance de plonger en submersible reste un privilège dont l'intérêt compense largement les mouvements du bateau. Ce travail s'inscrit dans un programme international, regroupant l'ifremer, l'ipo Paris, le CRPG Nancy, l'université de Bretagne Occidentale, et l'université de Kiel (RFA). Les résultats présentés ici s'appuient sur des données collectées durant les campagnes Cyasite (1986), Teahitia 1 (1986), Sonne 47 (1986-1987), Teahitia II (1988-1989) et Sonne 65 (1989), l'auteur ayant participé aux deux dernières campagnes ainsi qu'à la mission Mehetia 90 organisée par le Commissariat à l'energie Atomique. Certaines informations complémentaires concernant les zones étudiées furent obtenues durant les campagnes Rapanui (1987) et Charles Darwin 35 (1988). L'objet du programme "Volcanisme Intraplaque" est l'étude approfondie du volcanisme engendré par les points chauds de la Société, des Australes et de Pitcairn, localisés dans le Pacifique Sud. La particularité de ces trois régions est d'être à un stade de développementcomparable, considérantleur surperficie, les dimensions, et le nombre d'édifices qui les caractérisent. Se référant à Hawaii, les volumes des produits actuellement émis, au niveau des zones actives de ces points chauds, sont relativement modestes. La récente construction des édifices leur confère un intérêt majeur pour la compréhension des stades de croissance et d'évolution des appareils intraplaques sous-marins. De même les produits émis sont à même de fournir des informations sur les premières compositions des magmas alcalins des points chauds. Ce mémoire présente une étude comparative des aspects structuraux, morphologiques, volcanologiques etpétrographiques rencontrés au niveau des pointschauds sous-marins de lasociété des Australes et de Pitcairn. Certains édifices volcaniques rencontrés à l'intérieur des zones actives étant d'origine abyssale, une étude du volcanisme existant sur les flancs de la Ride Est Pacifique est aussi proposée. L'ensemble du manuscrit regroupe des articles publiés ou soumis, ainsi que des chapitres de synthèse.

SOMMAIRE INTRODUCTION ET PROBLEMATIQUE DE L'ETUDE Chapitre 1: CONTEXTE GENERAL La plaque Pacifique Structure et Mouvements 5 Sismicité de la plaque Pacifique 10 Le volcanisme des dorsales Il Les rides asismiques 15 Les guyots 19 Les points chauds Panache 1 Point Chaud 21 Bombements et points chauds 24 Bombement et flux de chaleur 28 Volcanisme intraplaque et points chauds 29 Aspects volcanologique et structural 29 Aspect magmatique 32 Chapitre II: LES POINTS CHAUDS DE LA SOCIETE ET DES AUSTRALES MORPHOLOGICAL AND STRUCTURAL STUDIES OF THE SOCIETY AND AUSTRAL HOT SPOT REGIONS IN THE SOUTH PACIFIC (Binard et al., Tectonophysics 186, 1991) Introduction 39 Structural and morphological settings :.. 43 Abyssal hill region 46 Hotspot region 46 The bulge 47 Major volcanoes of the Society hotspot 49 Discussion 53 Growth of hotspot volcanoes 53 Structure and morphology 54 Conclusion 57 STYLE OF ERUPTIVE ACT/VITY ON INTRAPLATE VOLCANOES IN THE SOCIETY AND AUSTRAL HOT SPOT REGIONS: BATHYMETRY, PETROLOGY, AND SUBMERSIBLE OBSERVATIONS (Binard et al., in press with Journal ofgeophysical Research) Introduction 62 Submersible observations 65 Lava flows morphology 65 Geology of large volcanic edifices 74 Geology of small volcanic edifices 79 Types of rocks and vesicularity... 80 Discussion and Conclusions... 83 Edifice shape... 83 Growth of intraplate submarine volcanoes 86 Implications on the style of eruptions 86

MEHETfA ISLAND, SOUTH PACIFIC: GEOLOGY AND PETROLOGY OF THE EMERGED PART OF THE SOCIETY HOT SPOT (Binard et al. submitted to Journal of Volcanology and Geothermal Research) Introduction '" '" '" 92 Description of volcanic formations 95 The Old Volcanic Edifice 95 The Southern Volcanic Unit. 97 Recent Volcanic Cone 97 Geological evolution of Mehetia island... 98 Petrographie notes... 100 Mineralogy 102 Geochemistry 103 Major elements 103 Trace elements 107 Petrologic discussion 107 Oceanites and the role of crystal accumulation 108 Fractionation-related processes 111 Conclusion 111 Chapitre III: MORPHOSTRUCTURAL STUDY AND TYPE OF VOLCANISM OF SUBMARINE VOLCANOES OVER THE PITCAIRN HOT SPOT, IN THE SOUTH PACIFIC (Binard et al. in press with Tectonophysics) Introduction 117 The island of Pitcairn 119 Geological setting of the Pitcairn region 121 Small volcanic edifices 122 Large volcanic edifices 126 Rock samples 131 Type of volcanism... 135 Morphology of volcanic edifices 135 Eruptive character 137 Conclusion 138 Chapitre IV: GENERALITES PETROLOGIQUES ET GEOCHIMIQUES DES POINTS CHAUDS DE LA SOCIETE DES AUSTRALES ET DE PITCAIRN (Binard and Hékinian. in prep.) Introduction 141 Diversité pétrographique 143 Géochimie 145 Eléments majeurs 145 Elémeuts traces 147 Discussion 151 Les processus pétrogénétiques 151 La répartition des roches 151 Incidences sur les morphologies des laves.. 153 Alcalinité des laves 153 Conclusion 154

Chapitre V: MORPHOLOGY AND VOLCANISM OF OFF-AXIS SEAMOUNTS ALONG THE EAST PACIFIC RISE FROM S046'N TO 23 02'N (Binard and Hékinian. in prep.) Introduction 154 Submersible observations 159 Lava flows morphology 159 Geology of off-axis structures 160 Type of volcanic activity 168 Morphological evolution of the off-axis seamounts 170 Edifices growth 170 Edifices shape 174 Conclusion 176 Chapitre VI: DISCUSSION Introduction 179 Caractères régionaux des points chauds 179 Le bombement. 179 Les édifices intraplaques: reflets des processus pétrogénétiques profonds 182 Progression et limites des points chauds 183 Les volcans intraplaques... 184 Morphologie des appareils et structure de la croote océanique 184 La structure interne des édifices intraplaques... 186 Morphologies d'effondrement et activité volcauique 187 Modèle d'édification d'un volcan intraplaque centré... 188 Vitesse d'édification des appareils intraplaques... 189 Activité volcanique intraplaque 190 Types de volcanisme en domaine intraplaque 190 Explosions et grands fonds 193 Incidences de la vésicularité des laves sur la morphologie des coulées 196 Bréchification à grande profondeur 197 Volcanisme intraplaque et hors axe 197 Morphologies des édifices 199 Le degré d'aplatissement. 201 Les différents types d'éruptions 201 Les hyaloclastites 202 CONCLUSIONS GENERALES BIBLIOGRAPHIE ANNEXES Observations submersible - Coupes géologiques Observations OFOS - Coupes géologiques Localisation et description des échantillons Analyses en roche totale Analyses sonde des minéraux et des verres volcaniques

INTRODUCTION PROBLEMATIQUE DE L'ETUDE

1 INTRODUCTION ET PROBLEMATIQUE DE L'ETUDE La plus grande partie du volcanisme actuel se localise au niveau des zones de convergence et de divergence des plaques. Il se manifeste aussi, de manière plus modeste, dans le domaine intraplaque, dont la superficie représente plus de 50% de la surface du globe, vaste étendue comprise entre les flancs des dorsales et les zones de subduction. Considérant la superficie des régions concernées, et la rareté des données, particulièrement en domaine immergé, le volcanisme intraplaque reste mal connu. Néanmoins de récentes estimations (Batiza, 1980; Fornari et al., 1984) suggèrent que le volcanisme des zones intraplaques contribue pour environ 20% à la génèse de la croote océanique dans le Pacifique. Les données concernant les volcans sous-marins illustrent différents modes de formation des appareils: 1) les chaînes de volcans alignées parallèlement au mouvement de la plaque sont généralement attribuées au fonctionnement d'un point chaud d'origine profonde, 2) les chaînes de seamounts alignées parallèlement à des zones de fracture (leak transform effect), peuvent être considérées comme le résultat d'un volcanisme hors-axe (Menard and Atwater, 1968; Vogt and Johnson, 1975), 3) les dorsales fossiles ou actives, avec leur cortège de volcans issus des flancs de la ride, comme la "Mathematician Ridge", 4) et certains groupes d'édifices, dont l'origine reste mal connue, formant souvent des guyots de taille considérable (Menard, 1984), dont la plus importante population s'inscrit sur la partie la plus ancienne de la plaque Pacifique (d'âge Crétacé à début Cénozoïque). Bien que de nombreux travaux discutent la question de l'origine des points chauds, celle-ci n'est pas complètement résolue. La théorie communément admise, considère des cellules convectives localisées dans l'asthénosphère comme responsable de remontées thermiques de type "panache" avec pour conséquence une fusion adiabatique des roches situées à la base de la lithosphère (Crough, 1983; Hager, 1984; Davies, 1984). Ce processus profond pourrait être l'une des sources alimentant le magmatisme intraplaque. Il permet d'expliquer d'une manière simple l'indépendance du phénomène point chaud par rapport au mouvement des plaques. Par ailleurs Menard and McNutt (1982) proposent que la structure tectonique de la croote océanique (zones de faiblesse, zones de fracturation, amincissements) soit prise en compte comme l'une des causes potentielles pour l'instauration d'une activité volcanique. La chaîne des Hawaii-Empereur est la mieux reconnue, depuis le volcanisme récent avec le Loihi seamount (Malahoff et al., 1982),jusqu'auxseamounts les plus reculés vers la marge active

N E1200 E180 W1200 W60 60 0 N 30 0 N 0 30 8 tj ) ( \\\ o 60 8 Fig. 1. Représentation des principaux alignements volcaniques du Pacifique (Ues, atolls et seamounts).

3 Kamtchatka-Kouriles, avec le Suiko daté à 64.7 Ma (DaIrymple et al., 1980). Cependant, si cette chaîne est parfaitement représentative du mouvement de la plaque Pacifique au dessus d'une anomalie thermique supposée fixe (pointchaud), cetexemple ne semble pas être un modèle unique, en effet la plupart des chaînes volcaniques sont en général discontinues (figure 1). Le nombre de points chauds recensés à la surface du globe varie, selon les auteurs, de 42 à 117 (Crough, 1978; Crough and Jurdy, 1980; Stefanick and Jurdy, 1984). En plus d'hawaii, quatre zones volcanologiquement actives sont actuellement répertoriées sur la plaque Pacifique: les Samoa avec Rockne seamount (Johnson, 1984), la Société avec Teahitia seamount (Cheminée et al., 1989), les Australes avec le Macdonald seamount (Johnson, 1970), et Pitcairn (Stoffers et al., 1990). L'étude de la partie émergée des îles volcaniques a fourni une très importante quantité d'informations, mais elle ne constitue que 15-20% environ de l'ensemble du volcanisme intraplaque du Pacifique. Les parties immergées sont en effet très étendues et comportent un nombre bien supérieur d'édifices. Leur faible dimension est une source privilégiée d'informations, en ce qui concerne la morphostructure des appareils, l'évolution des phénomènes éruptifs sous-marins, et la nature des toutes premières laves dont les compositions sont corrélables avec les sources magmatiques primaires.la plupart des points chauds sont associés à un bombement de la croote océanique, dont la signification reste mal définie. Ce bombement peut être lié, soit à un effet thermique, soit à de larges épanchements de lave issus de l'activité magmatique du point chaud. Il s'accompagne en outre d'une multitude de petits édifices dont la localisation ne semble pas être complètementaléatoire. Les premières observationsconcernantles édifices intraplaques de lasociété (Cheminée et al., 1989), des Australes (Stoffers et al., 1989), suggèrent que les principales morphologies volcaniques sont liées à la structure de la croote océanique. Les travaux bathymétriques récents ont mis en évidence une abondanced'édifices volcaniques sous-marins, dispersés et isolés sur le plancher du Pacifique. Le phénomène de point chaud ne peut expliquer la densité de ces appareils volcaniques. Il s'est donc très vite instauré la notion de volcanisme hors-axe selon laquelle la plupart des seamounts prennent naissance à une distance inférieure à 10ükm des rides océaniques, à la faveur des remontées mantelliques responsables de l'accrétion (Menard, 1969; Lonsdale and Spiess, 1979; Batiza, 1982; Batiza and Vanko, 1983; Fornari et al., 1987b). L'étude des morphologies des édifices volcaniques sous-marins est primordiale pour la compréhension des processus à l'origine des seamounts, ainsi que les caractères structuraux de ces édifices. La croissance des volcans hors-axe est étroitement contrôlée par l'activité tectonique des rides d'accrétion permettant l'apparition de formes polygonales (Fornari et al., 1987a), quant aux guyots ils possèdent généralement une structure en étoile (Smoot, 1982; Vogt and Smoot, 1984). Dans le cadre de ce mémoire, nous présentons une étude sur le volcanisme intraplaque des

4 régions de la Société, des Australes et de Pitcairn selon une triple approche structurale, volcanologique, et pétrologique, avec pour objectifs respectifs: - Sur le plan structural: 1) Définir l'influence du point chaud sur la croûte océanique, en particulier au niveau du plancher sur lequel prennent place les édifices majeurs. L'existence ou non d'un bombement pourrait être liée à la profondeur de la croûte sous le niveau de l'océan, et donc à son âge, 2) Etudier le contrôle exercé par les discontinuités structurales de lacroûte océanique sur les morphologies des édifices mineurs et majeurs. l'évolution morphostructurale des appareils sousmarins est mise en évidence, 3) Proposer des éléments de comparaison avec le volcanisme hors-axe et en dégager des critères discriminants sur l'origine des édifices sous-marins du Pacifique. - Sur les plans volcanologique et pétrologique les observations faciologiques faites à partir d'un submersible permettent de modéliser l'évolution des éruptions en fonction de la profondeur (pression hydrostatique), de la position structurale au niveau du volcan, et des types de laves rencontrés, afin de tester les modèles théoriques fondés sur la rhéologie des magmas (Bonatti and Harrison, 1988).

CONTEXTE GENERAL CHAPITRE 1

5 Chapitre 1 CONTEXTE GENERAL LA PLAQUE PACIFIQUE Structure et Mouvements Les grandes plaques lithosphériques sont animées de mouvements propres dont l'origine se recherche au niveau de cellules de convection localisées dans le manteau. Bien que les mouvements de la plaque Pacifique soient maintenant bien connus grâce entre autres aux nombreux travaux sur le paléomagnétisme de la croote océanique (Herron, 1972; Mammerickx et al., 1975, 1980; Mammerickx and Klitgord, 1982; Klitgord and Mammerickx, 1982), les modèles relatifs à la convection dans le manteau restent sujets à discussion. Les modèles sont plus ou moins complexes, prenant en compte l'ensemble ou une partie du manteau (Davies 1977; Richter, 1973; Richter and Parsons, 1975), ou introduisant des notions de couplage avec les racines continentales (Alvarez, 1982), afin de se référer au mieux avec la cinématique des plaques (figure 1). Les travaux les plus récents concernant les problèmes de convection mantellique sont fondés sur des modélisations tridimensionnelles de milieux visqueux, mettant en évidence la grande complexité des figures convectives principalement liées aux variations de flux thermiques (Bercovici et al., 1989; Travis et al., 1990; Leitch et al., 1991; Machetel and Weber, 1991). Les flux et échanges thermiques qui apparaissent dans le manteau peuvent être mis en évidence indirectement, grâce aux techniques satellitaires, par les irrégularités gravimétriques qu'ils produisent. Ces irrégularités se caractérisent par des bombements perceptibles au niveau de la bathymétrie du plancher océanique (Crough, 1978), et corrélables, pour des longueurs d'ondes <1000 km, avec les anomalies du géoïde (Sandwell, 1984). Robinson et al. (1987) estiment que ces bombements sont dynamiquement maintenus par des mouvements de convections localisés au sein d'une couche â faible viscosité. Les données bathymétriques et les anomalies magnétiques ont permis de

6 zw cl:\ -cl: 0... Fig. 1. Section équatoriale au travers du globe terrestre, regardant vers le Sud, et schématisant les flux mantelliques et les mécanismes de mouvement des plaques (Alvarez, 1982). reconstituer l'évolution de la plaque Pacifique est-centrale (Mammerickx et al., 1975) et nordest (Klitgord and Mammerickx, 1982), depuis plus de 25 Ma. Les modèles proposés montrent l'existence d'une ancienne ride (Mammerickx et al., 1980) nommée Farallon, qui serait à l'origine de la majeure partie de la plaque actuelle, et ayant fini de fonctionner il y a environ 26 Ma (anomalie 7), au niveau des latitudes équatoriale et méridionale (figure 2, 3). La fragmentation de la plaque Farallon, ainsi que la création de l'axe d'accrétion le long de la plaque Cocos-Nazca, furent attribuées à des tensions nord-sud dans la région de l'actuel Panama (Wortel and Cloetingh, 1981). Les grandes discontinuités crustales, zones de fracture N80, et anomalies structurales N170 liées au processus d'accrétion (anté anomalie 7) de la plaque Pacifique, sont liées à l'existence de cette ancienne ride. L'apparition d'un

7 A 23m.y. B.P. B 20 m,y. B.P. D E F 8.2 -- \....-/" \ _')'S fi'-.i -< /' 'FS fi X - -< \ \- /\ \ --- J./ ~ \ y/ -'; L1 ~~:/ \ :Y\ "\.- ----"-\ )- ~ l ->-,- ""\ ~/'.-l \ ~ \~~ 1 L- - \./ ~ "" \ \ "1 \ \ Fig. 2. Histoire tectonique du Sud-Est Pacifique (Mammerickx et al., 1980). G: Gallego Ridge; M: Mendoza Ridge; R: Roggeveen Ridge; S: Selkirk Ridge; GR: Galapagos Ridge; G.Is.: Galapagos Island. Ligne grasse et pleine =ride active,lignes grasses discontinues =segments de l'anomalie 7 (26 Ma). nouveau régime tectonique donnant naissance à la Ride Est Pacifique fut à l'origine d'un changement de direction dans le mouvement de la plaque. Ceci est classiquement rapproché aux variations majeures de l'orientation des chaînes volcaniques asismiques, dont le plus bel exemple est le coude délimitant la chaîne des Hawaii et Empereur, daté à 43.1 M a (Dalrymple and Clague, 1976). La topographie du plancher océanique dans ce cas précis est principalement alignée parallèlement à la direction originale d'accrétion (NI700). Elle est cependant modifiée par les alignements dus aux processus volcanique et magmatique intraplaques. Les premières traces de ces processus sont les rides asismiques formées par les alignement d'îles, d'atolls et de seamounts, mais il existe d'autres formes de manifestations intraplaques, révélées indirectement grâce aux mesures géophysiques. Les variations topographiques de la plaque mises en évidence par altimétrie satellitaire (Haxby and Weissel, 1986), montrent des successions de rides linéaires, appelées "cross grain", et espacées de 200 km environ, toutes parallèles à la chaîne des Hawaii. Plusieurs hypothèses ont été émises pour expliquer ce phénomène: 1) des convections à petite échelle,

8 2) une déformation due à un effet compressif (McAdoo and Sandwell, 1985), 3) un boudinage de la lithosphère résultant des tensions et contraintes tectoniques générales au niveau de la plaque. A plus petite échelle, il existe des rides en échelons constituées par des seamounts et des intrusions magmatiques intercalées dans les sédiments, dont l'origine est expliquée par l'existence de contraintes formant une sorte de boudinage de la croûte au dessus de cellules convectives localisées (Winterer and Sandwell, 1987). Des calculs théoriques prenant en compte une lithosphère stratifiée suggèrent que des instabilités, dans le cas d'une structure à plusieurs couches, développent des déformations de longueur d'onde variable, fonction des caractères rhéologiques des matériaux considérés (Ricard and Froidevaux, 1986). Des structures plus discrètes de la plaque Pacifique, également révélées par les données satellitaires, permettent d'affiner les modèles d'évolution du Pacifique central, et de mettre en évidence des systèmes de fractures à l'intérieur de la nouvelle croûte (<26 Ma). La présence de telles fractures seraitsusceptiblede provoquer des changement de direction dans les alignements récents d'îles et atolls (Okal and Cazenave, 1985). Fig. 3. Linéations magnétiques du Pacifique Est et Central (Mayes et al. 1990). Les points chauds de la Société. des Australes et de Pitcairn affectent actuellement des régions où la croûte océanique est agée respectivement de 65 Ma (anomalie 30), 42 Ma (anomalie 18). et 30 Ma (anomalie 9).

9 153' 152" 151" 150" 149' 148" 147' 16 TUPAII... 17...... BORA-BORA MAUPITI, '~TAHAA RA'ATEA~' '-... ~ HUAHINE... TETIAROA 4000... '-......... TAHITI ~~'~ 18...... TAIARAPU 19 11 cm/yr HOTSPOT REGION 400 300 200 100 WI4S W13S WI30 Duke of Gloucester () -~~ '."" ~ él -'@2,~ ~ Gam~ 10 Morane ',,/~(i.t: ~ ~moe,, PITCAIRN flot SPOT REGION 820 WISS WISO 82S 2 ol.~-----~------..;.:!:>-_ Maria 1000 500 Di'lance (km) 12 82S 10 4 2 1400 1200 1000 800 6011 Di'lance (km) 400 Fig. 4. La datation des roches provenant des alignements volcaniques de la Société, des Australes et de Pitcairn, permet d'estimer la vitesse de déplacement de la plaque du Pacifique Sud-Central à Il cm/an.

10 Fig. 5. Eléments tectoniques de la plaque Pacifique Est et Centrale (Haxby and Weissel, 1986). Les vitesses de déplacement de la plaque (flèches) sont déduites de Minster and Jordan (1978). Les mécanismes aufoyer des séismes sont extraits de Okal et al. (1980), Okal (1984) et Wiens and Stein (1984). La bathymétrie est eontourée tous les l000m. Parallèlement aux évolutions tectoniques, les problèmes concernant la vitesse de déplacementdela plaque ainsi que les pôles de rotation associés ont fait l'objet d'estimations précises basées sur la datation des alignements d'îles et sur le paléomagnétisme (Minster and Jordan, 1978). Une estimation de la vitesse absolue de la plaque, utilisant les points chauds de la Société des Australes et de Pitcairn, fournit une valeur 11 cm/an (Duncan and McDougall, 1976; Jarrard and Clague, 1977)(figure 4). Des calculs plus récents intégrant l'ensemble des mouvements de plaques confirment un taux moyen d'environ 10 cm/an pour le Pacique central et sud (DeMets et al., 1990; Gripp and Gordon, 1990). Sismicité de la plaque Pacifigue Les premières études concernant la sismicité existant au niveau des bordures de la plaque Pacifique ont apporté des infonnations essentielles sur la cinématique des mouvements de la lithosphère (Minster and Jordan, 1978).

11 L'attention se porte maintenant sur les séismes des régions intraplaques ayant lieu loin des frontières de plaques. L'étude de ces séismes à pour but de caractériser l'état des contraintes à l'intérieur de la lithosphère et donc de comprendre la dynamique de la plaque Pacifique (Okal et al., 1980). D'une manière générale la sismicité propre de la plaque Pacifique à partir d'un âge de 35 Ma et plus est considérée comme étant compatible avec un relachement des contraintes horizontales do à la gravité et connu sous le nom de "ridge push" (Okal, 1984). Les principales régions sismiquement actives en domaine intraplaque correspondent aux grandes chaînes volcaniques: Hawaii, îles de la Ligne, archipel des Tuamotu, les îles de la Société, l'archipel des Australes, les îles Gambier, les îles Cook. Dans ces régions les foyers sont peu profond, environ 5 km sous le fond marin. L'activité volcanique intraplaque est directement responsable de certains séismes du Pacifique. Une corrélation peut être facilement effectuée entre la localisation des événements telluriques et la position des volcans (Sailor and Okal, 1983). Cependant dans certaines zones comme par exemple le secteur de Tahiti-Mehetia (Talandier and Okal, 1984b) ou Hawaii, des séismes peuvent être provoqués indirectement par la charge des édifices sur la lithosphère. Ce type de phénomène est particulièrement développé au niveau des points chauds actifs où les réajustements et la subsidence sont permanents (Watts et al., 1985; Thurber and Gripp, 1988). D'une manière générale l'analyse des mécanismes au foyer des séismes sont cohérents avec les champs de contrainte associés aux processus de mouvement de la plaque Pacifique (figure 5). Cependant les contraintes semblent se regrouper en amas discrets et répartis dans la totalité de l'épaisseur de la lithosphère. Ceci suggère qu'il existe des hétérogénéïtés au sein de la croilte océanique, qui concentrent ces contraintes en induisant ainsi des zones de faiblesse (Wiens and Stein, 1983). Ces zones sont interprétées comme étant des anomalies de refroidissement de la croilte (Okal et al., 1980). La montée de magma depuis l'asthénosphère, que ce soit au niveau d'une ride ou d'un point chaud, au travers de la fracturation pré-existante, fut suggérée par Morgan (1978). L'activité sismique semble confirmer ce type de mise en place d'intrusions magmatiques (Okal and Stewart, 1982). A plus faible profondeur encore l'activité sismique se rapportant aux éruptions volcaniques sousmarines fait l'objet d'un suivi permanent. C'est grâce à ce type d'observations que des volcans ou des zones volcaniques isolées et inconnues furent découverts, comme le Macdonald (Norris and Johnson, 1969; Johnson, 1970). Les informations sismiques peuvent aussi servir à étudier la répartition des zones actives au sein d'un point chaud et suivre les mouvements magmatiques au niveau des édifices (Talandier and Okal, 1982, 1984a, 1984b, 1987a). L'enregistrement de ces séismes permet de connaître aussi les structures profondes des grandes rides asismiques comme celle des Tuamotu (Talandier and Okal, 1987b). Le volcanisme des dorsales La plus importante zone volcanique de la plaque Pacifique est représentée en bordure

12 13 My ~-~ ~. i::~ 100km 50 1 01 1 1 1 Il 1 ~6MY fast 12500 3500m. 1 il 1 1 1 ====s===-. 'INTERMEOIATE j2500 1 ------ 1 1 \ \ -+-1-+/-+\-'-.,\ - 3500m. 1 1 \ \ i A.V.Z, \. A.T.Z - \ SLOW Fig. 6. Représentation en coupe de rides ayant des taux d'accrétion différents (Choukroune et al., 1984). Le système de fracturation développe une succession de horst et graben dans le cas des rides rapides, alors que les rides lentes secaractérisentpardes failles normales parallèles à regard interne. orientale par la Ride Est Pacifique. Depuis 1977, grâce aux investigations à partir de la surface et par submersible, le volcanisme, la tectonique, et l'hydrothermalisme de cette ride ont été étudiés (Ballard et al., 1981; Francheteau, 1981; Hékinian et al., 1981; Ballard et al., 1984; Choukroune et al., 1985; Hékinian and Fouquet, 1985; Renard et al., 1985; Gente et al., 1986, Argo-Rise Group, 1988; Fouquet et al., 1988; Uchupi et al., 1988), et sur la ride Galapagos (Anderson et al., 1975; Hékinian et al., 1978; Ballard et al., 1979; Christie and Sinton, 1981; Ballard et al., 1982; Fomari et al., 1983). L'activité tectonique de la Ride Est Pacifique, qui possède un taux d'ouverture de 18 cm/an, se concentre dans une région très étroite, ce qui la distingue des rides à taux intermédiaire et lent. Le graben central, très largement fissuré et où se concentre l'activité volcanique actuelle, a une largeur de l'ordre de 500m (Lonsdale, 1977a), ce qui est faible si l'on compare à la ride médio-atlantique qui, avec un taux de 2 cm/an, a une dépression centrale de plusieurs kilomètres (Ballard and Van Andel, 1977). La zone tectoniquement active de la Ride Est Pacifique s'étend à plus de 2 km de part et d'autre de l'axe médian, générant une succession de morphologies de type hort et graben. Ceci diffère des rides lentes où les fractures évoluent principalement en une succession de failles normales à regard inteme (Choukroune et al., 1984) (figure 6). Les levés bathymétriques ont montré que la Ride Est Pacifique est avant tout une succession de segments (300-500 km) divisés par des systèmes de failles transformantes plus ou moins développées et actives (Ballard et al., 1981; Francheteau and Ballard, 1983) (figure 7). L'existence de chaque segment est en relation avec la présence d'un flux thermique particulier (figure 8). La topographie des segments est irrégulière, plus élevée au centre elle tend à s'approfondir sur les bords, à proximité des transformantes. Chaque segment est par ailleurs affecté par de petites

13 (A) (B) -- LARGE TRANSFORM FAULT FISSURES AND FAUUS SHEéT FLOWS P/UOWS 1 1 \ 11 i 1 ( fi! \ r r DfCRfASf IN I/YDROTl/fRMAl ACT/VITY G INCRfASf IN DfPTI/ ~ - SMALt TRANSFORM FAUa. - LARGE TRANSFORM FAULT -I~,:-ZONE 1 VOLCANICS -- ~TOPOGRAPHICHIGHS - ~EN ECHELON ERUPTIVE FISSURES Fig. 7. Modèle d'accrétion pour les rides médio océaniques (Francheteau and Ballard, 1983). A) caractéristiques volcanique, tectonique, et hydrothermale envisagées pour un segment type, en fonction de l'éloignement des zones de fracture. B) Polarité des zones transformantes, des fissures éruptives et des variations topographiques au niveau de la ride....! ~ ~ 2500 0. 3000 \&1 a ~ ~ )( ce ~ Ax ia 1Depth Profi 1e Lonq - Wovelenqfh Undulofion of the Axis. Short Wavelenqth Unduk:Jtions of the Axis:.............. TRANSFORM ose. 3500 111111l,,1 1 t t t t t t t t t t t UPWELlING ASTHENOSPHERE 11111111111 Fig. 8. Segmentation magmatique de la ride Est Pacifique (Macdonald and Fox, 1988).

14 discontinuités appelées "Overlapping Spreading Center" (OSC) (Lonsdale, 1983b; Macdonald and Fox, 1983; Hékinian et al., 1985), leur donnant l'aspect de fissures éruptives en échelons. Les OSC sont le lieu d'une tectonique importante du fait de la superposition de deux systèmes d'accrétion qui se retrouvent en position parallèle et s'opposent. De cette tectonique naissent entre les rides des bassins larges de 20 à 40 km (Lonsdale, 1989b). Les variations topographiques de la Ride Est Pacifique et la présence de réflecteurs sismiques ont permis de montrer que la morphologie des segments d'une ride d'accrétion était corrélable avec la présence de chambres magmatiques sousjacentes (Langmuir, 1987; Macdonald and Fox, 1988). Les principales discontinuités géométriques comme les failles transformantes et les OSC les plus larges, apparaissent aux extrémités d'ondulations topographiques à grande longueur d'onde. Il existe parallèlement d'autre discontinuités en relation avec des variations de plus petite longueur d'onde, comme les OSC d'ordre inférieur. Ceci montre bien la complexité de la structure d'une ride. Par ailleurs des évolutions topographiques peuvent être observées dans le sens latéral de la ride, des profils étroits (triangulaires) sont associés à une faible activité, alors que des profils larges (en dômes et rectangulaires) sont attribués à des activités magmatique et volcanologique importantes, et correspondant à la présence d'une chambre magmatique à très faible profondeur (Macdonald and Fox, 1988). L'observation des cha m b re s magmatiques sous la Ride Est Pacifique à fait 3 W E Weak -;n 4...,. Q) E = Cl) >... <li 5 >- <li ~ 1 0 ~ 1-6 7L--------- ----- Migrated CDP line 561 Moho -'-- ----'7 go 30' N 10 km Fig. 9. Profil sismique au travers de la ride Est Pacifique. Le sommet du réservoir magmatique central est reporté (AMC). A la même profondeur le ''Weak Reflector" (réflecteur à faible vitesse d'onde sismique) représente les bords du réservoir partiellement cristallisé (Detrick et al., 1987).

15 l'objet de nombreuses études sismiques (Avedik and Géli, 1987; Detrick et al., 1987; Langmuir, 1987; Macdonald, 1989). Il a été montré que la largeur des chambres ne dépassait pas 2 km. La profondeur correspondant à une nette variation dans la vélocité des signaux sismiques semble être assez variable. Une LVZ (Low Velocity Zone) fut observée à moins de 1,2 km sous le graben central de l'epr à 12 50'N (Detrick et al., 1987) (figure 9). Une longueur continue d'environ 10 km fut estimée par tomographie (Burnett et al., 1989). Les auteurs s'accordent pour concevoir une chambre discontinue dépendante des variations du flux thermique dans le temps. Le réservoir magmatique principal, contenant plus de 50% de matériel fondu, est supposé très étroit et entouré d'une auréole plus large de magma partiellement cristallisé, laissant une marque sismique sur les profiles (weak reflector). La largeur de l'ensemble est estimée à 6 km environ, et supporterait isostatiquement la ride sur 8 km de large et 200-400m de hauteur (Macdonald, 1989). Ceci est en accord avec les observations submersible montrant une largeur de 4 km pour la zone tectoniquement active de la Ride Est Pacifique (Choukroune et al., 1985). D'un point de vue volcanologique, les rides sont le siège d'émissions essentiellement fissuraies, couvrant une large zone comprenant l'axe du graben et dans une moindre mesure les flancs de la ride. Les morphologies des coulées, plates, lobées, drapées, cordées, montrent que la vitesse de mise en place et surtout les volumes de lave sont élevés (Lonsdale, 1977b). Ces types de coulées sont par ailleurs favorisés par les structures tectoniques de la zone formant d'étroits canaux où le flot peut converger. Ce contexte est aussi à l'origine de la formation de lacs de lave (Ballard et al., 1979; Hékinian, 1984). Les pillow-lava sont caractéristiques des zones hautes, mises en relief par la fracturation des roches. Des événements éruptifs de grande étendue ont été rapportés sur le plancher proche de la ride en dehors de l'axe médian du rift (Fornari et al., 1985; Fornari, 1986; Macdonald et al., 1989). Ce type d'éruption est certainement bien moins courant à l'extérieur qu'à l'intérieur du graben, l'activité volcanique des flancs de la ride semblant se concentrer préférentiellement autour d'édifices dits "horsaxes". Les rides asismigues Comparativement aux frontières de plaques où l'activité sismique est particulièrement importante les domaines intraplaques sont des zones de calme relatif. L'origine des chaînes volcaniques n'étant pas associée à un processus tectonique, le qualificatif "asismique" fut adopté par opposition aux autres domaines volcanotectoniques. La plupart des alignements d'îles dans le Pacifique sont parallèles à la chaîne des Hawaii. Les différents alignements ont été abondamment datés (Schlanger et al., 1984; Jarrard and Clague, 1977), montrant que leur origine s'accorde globalement avec l'existence de sources thermiques fixes les unes par rapport aux autres, et si tuées sous la plaque lithosphérique. Pour les volcanologues, étudiant les phénomènes à la surface du globe, le terme "point chaud" caractérise un

16 NO PLATE/HOTSPOT MOTION ERRATIC PLATE/HOTSPOT MOTION FLOW ALONG MOR HOTSPOT TO MOR TRANSFORM INTERSECTION THERMAL FEEDBACK MAGMA STORAGE REMELTING WHITEHEAD PIPES Fig. 10. Représentation schématique des perturbations possibles pouvant affecter les remontées magmatiques au niveau des points chauds (Epp. 1984b). volcanisme bien localisé, qui n'est associé avec aucune région tectoniquement active (dorsale, subduction). Pour les géophysiciens le terme "point chaud" correspond à une anomalie thermique ponctuelle et profonde pouvant éventuellement être responsable d'un volcanisme de surface. La chaîne la plus complètement datées est celle d'hawaii. Les îles de laligne (SagerandKeating, 1984) et la chaîne des Empereur sont les plus vieux alignements aériens observés: ils remontent jusqu'au Crétacé terminal. Généralement les alignements sont irréguliers montrant ainsi la complexité des PQints chauds, et son établissement sur la plaque. Même si dans la majeure partie des cas l'évolution chronologique des îles est compatible avec le déplacement de la plaque selon une direction fixe, certaines chaînes montrent des anomalies. Ces le cas pour les Cook-Australes, qui révèlent de très importantes variations chronologiques (Johnson and Malahoff, 1971). Bien qu'il soit difficile d'expliquer d'une manière satisfaisante le comportement d'une telle chaîne, on remarquera qu'elle est, avec celle des Marquises, l'une des plu s géométriquement irrégulières. Des décalages importants, ainsi qu'une grande dispersion des

17 6 islands seamaunls Fig. 11. Schéma du possible fonctionnement de la ligne volcanique de l'île de Pâques (Bonatti et al., 1977), situé sur la plaque Nazca, montre la distribution des îles (triangles creux) et seamounts (triangles pleins). Les flèches verticales indiquent l'emplacement du volcanisme de moins de 2 Ma. Les cellules convectives du modèle mantellique à deux couches sont représentées (Richter, 1973). atolls et seamounts le long de la chaîne suggère des phénomènes volcano-tectoniques complexes. Bien que le modèle du pointchaud ne puisse être mis en doute pour les Australes, comme l'illustre le volcan actif Macdonald situé en bout de chaîne (Duncan and McDougall, 1976), les interactions structurales avec la lithosphère sont évidentes, comme l'ont montré McNutt et al. (1989) pour le point chaud des Marquises (Duncan and McDougall, 1974). La complexité de l'archipel Cook-Australes se lit aussi dans les données gravimétriques satellitaires (Diament and Baudry, 1987), mettant en évidence deux chaînes parallèles, l'interaction structurale de zone de fracture (N70 et N85 ) et celle d'une ancienne ride de type point chaud orientée Nl50 (fini Crétacé, début Cénozoique). Par ailleurs divers phénomènes peuvent perturber la trace d'un point chaud sans remettre en cause son existence (figure 10). Parmi les perturbations possibles Epp (l984b) propose: 1) le changement de pôle de rotation des plaques; 2) la plaque reste fixe; 3) le mouvement erratique du couple plaque/point chaud; 4) l'activité du point chaud se fait au travers d'une ride médio-océanique; 5) l'activité du point chaud est proche d'une ride et est donc affectée de sa présence; 6) le point chaud s'exprime au travers d'une zone de fracture; 7) le point chaud est perturbé par la trace structurale d'une ancienne ride; 8) la dispersion de l'anomalie thermique et de l'alimentation magmatique; 9) le stockage de magma; 10) une

18 A Fig. 12. Blocs diagramme schématiques illustrant le développement de volcans à sommet plat à partir de conduits d'alimentation coniques. Les coulées peuvent s'épancher vers l'intérieur ou l'extérieur de l'édifice. Vers l'intérieur la cavité centrale crée par l'effondrement du sommet sera remplie pour former un volcan à sommet tronqué (Simkin. 1972).

19 nouvelle fusion des matériaux entraînée par des variations des contraintes tectoniques au niveau de la lithosphère; Il) des variations du taux de fusion affectant les morphologies des seamounts; 12) le passage d'une ride sur un point chaud; 13) la variabilité du temps de fonctionnement du point chaud; 14) les systèmes de conduits inclinés (whitehead pipes); 15) les conduits sont multiples et dispersés. Certaines chaînes semblent fonctionner d'une manière synchrone. C'est le cas de la chaîne Ile de Pâques-Sala y Gomez-San Felix. Dans ce cas le modèle de la ligne convective (Bonatti and Harrison, 1976; Bonatti et al., 1977) est préférable à celui prenant en compte un point chaud unique (figure 11). Cette ride s'inscrit avec les Tuamotu comme un système convergent vers l'axe de la Ride Est Pacifique. Elles sont attribuées au fonctionnement d'une même source thermique ou point chaud. Le changement de régime tectonique du Pacifique à l'anomalie 7, à l'origine de l'actuelle EPR, a entrainé une réorganisation des contraintes provoquant une réorientation est-ouest de l'axe volcanique île de Paques - San Felix (Pilger and Handschumacher, 1981). Les guyots Parmi les nombreuses constructions volcaniques présentes sur la plaque Pacifique, et depuis leur reconnaissance par Hess en 1946, l'origine des seamounts à sommet plat, encore appelés guyots, est restée longtemps un des plus énigmatiques problème de la géologie marine. Les sommets plats des guyots peuvent en fait avoir plusieurs origines: volcanique, érosionnelle, ou sédimentaire, aucune n'excluant l'autre, la morphologie finale étant certainement le résultat de ces trois cornposantes. Dès les premières observations des guyots l'accent fut mis sur la nécessité d'avoir eu, à un moment donné, une émersion de l'édifice. Menard (1969) et Vogt (1974) soulignent le fait que les édifices subsident et que l'âge des appareils est d'autant plus grand que l'on s'éloigne de la ride, un arrêt de l'activité et une subsidence après émersion expliquant la forme tronconique. Des travaux plus récents concernant ce type de volcans montrent que les morphologies à sommet plats sont purement primaires et nullement en corrélation avec une quelconque émersion de l'édifice (Lonsdale and Spiess, 1979; Batiza and Vanko, 1983; Batiza et al., 1984; Fomari et al. 1984). Un processus d'effondrement de type "ring dyke" est proposé pour expliquer la forme de ces édifices, par analogie avec la formation des caldéras sub-aériennes (Simkin, 1972), (figure 12). Une origine explosive sous une faible tranche d'eau «1000m) fut aussi envisagée (Bonatti and Tazieff, 1970). La nécessité d'une émersion apparait réellement lorsqu'une couverture de type corallienne chapeaute le sommet des édifices. Ces couvertures calcaires ont été mises en évidence par forages ou parsismique (Winterer and Metzler, 1984), elles atteignent parfois plusieurs centaines de mètres d'épaisseur. Dans le schéma proposé par Stearns (1946), et communément admis, il existe 5 stades successifs dans l'évolution géologique des îles volcaniques (figure 13). Une simplification à trois stades peut être faite (Menard, 1984): 1) édification d'un volcan jusqu'à exondation du

20 2 Lava producing or dome stage Ocean 3 Collapse or caldera stage 5 Marine and stream erosion stage 6 Submergence and fringing reef stage Sea cliff " 7 Secondary eruption and barrier reef stage after partial emergence Barrier reef 8 Atoll and resubmergence stage...(~-" "Y'r ~ ",,' -.-. (:~.,... -"... ',-..~'.,.."". -~~~~-~~ Atollt m Lagoon Fig. 13. Huit étapes distinctes ont été proposées par Stearn (1946) pour représenter l'évolution géologique d'une île du Pacifique Central. sommet; 2) érosion de la partie émergée après l'arrêt de l'activité volcanique, et développement d'une ceinture de corail; 3) subsidence de l'île et développement de corail, c'est le stade atoll (Menard, 1956, 1983; Lambeck, 1981; Wintrerer and Metzler, 1984; Watts and Ribe, 1984). Les surfaces immergées des guyots impliquent un arrêt de la croissance corallienne. Des changements du niveau des océans ou des événements tectoniques peuvent expliquer l'extinction des barrières de corail, entrainant l'apparition de phénomènes karstiques. Certaines îles à ce stade d'évolution, comme "Johnston Atoll", correspondent certainement à la transition atollguyot (Keating; 1987). Les caractères morphologiques des flancs des guyots ont montré des analogies avec les édifices intraplaques actuellement en activité (Smoot, 1982; Vogt and Smoot, 1984).

21 Ces guyots sont par ailleurs groupés en lignes parallèles à l'archipel d'hawaii, suggérant une ancienne origine de type point chaud. Les données concernant la population des édifices sur la plaque Pacifique, et particulièrement les guyots, montrent une décroissance du nombre de volcans sous-marins vers les zones les plus jeunes de la croote océanique (Craig and Sandweil, 1988~ Wedgeworth and Kellogg, 1987). Vers les âges les plus anciens de la plaque le nombre de seamounts ne peut croître qu'à partir de l'activité volcanique intraplaque. Or actuellement, 5 domaines actifs ont été recensés. Il faut donc admettre que l'activité volcanique ayant existé au niveau de la plaque Pacifique durant la fin du Crétacé début Tertiaire, fut très largement supérieure à celle qui est actuellement enregistrée par le plancher océanique. Notons par ailleurs que 1e volcanisme continental de cette période fut lui aussi particulièrement actif (Courtillot et al., 1986). Une plus faible représentation du Veloeity Ridge a~is Ir-. Lithosphere ".. f----;,':-" ~\-~, \ Lithosphere.-----' \.--- -- Asthenosphere.~ Plume material r---- Asthenosphere Fig. 14. Le "mantle plume" prend son origine à la limite noyau-manteau (basal channel), et se décharge à l'intérieur d'une couche à faible viscosité de l'asthénosphère. Le mouvement de la lithosphère crée l'alignement de type point chaud. L'écoulement radial du flux de matière dans l'asthénosphère à partir de l'axe du "plume" permet le transfert de chaleur vers les flancs du bombement (Sleep, 1990). volcanisme intraplaque actuel est elle due à une régression de l'activité thermique du globe, ou bien à une lithosphère de plus en plus résistante à la percée du magma? LES POINTS CHAUDS Panache / Point Chaud Le concept d'une plaque lithosphérique se déplaçant au-dessus d'une source thermique

22 nommée "panache", située dans le manteau supérieur, a été avancé pour la première fois par Wilson (1963, 1965) considérant les alignements d'hawaii, de Walvis, d'islande Feroe, et d'autres rides asismiques. L'origine des "panaches" fut envisagée dans un premier temps au niveau de la zone de transition entre les deux couches convectives du manteau. Parallèlement on rechercha l'origine des "panaches" dans le manteau inférieur, et le phénomène fut considéré comme étant le moteur principal provoquant le mouvement des plaques (Morgan, 1971, 1972). La modélisation des "panaches", associée aux données géochimiques, suggère que ces remontées entrainent des m~tériaux du manteau inférieur (Davies, 1990; Griffiths and Campbell, 1990), qui vont s'étendre horizontalement sous la lithosphère au niveau d'une couche à faible viscosité (Parmentier et al., 1975; Robinson et al., 1987) (figure 14). Les transferts de chaleur s'effectuent alors par Fig. 15. Schéma représentant les principales caractéristiques du manteau (Davies, 1990). La lithosphère se forme au niveau des axes d'accrétion à droite sur le schéma, alors que la marge active, domaine de subduction, est représentée à gauche. La plaque subductée se courbe vers 650 km à cause de l'accroissement de la viscosité dans le manteau (Gurnis and Hager, 1988). Cet accroissement entraîne une très forte déformation de la plaque subductée à la base du manteau. Un "plume" déjà instauré est mis en relation avec une chaîne volcanique (au centre), alors que le phénomène en cours d'évolution, tel que leconçoiventles travaux expérimentaux, est représenté à droite. convection et conduction. Le réchauffement de l'asthénosphère à proximité du "panache" est révélée par les anomalies du géoïde et de la bathymétrie (Cazenave et al., 1989). Les observations montrent que l'anomalie thermique liée à la présence d'un "panache" dans l'asthénosphère, est de l'ordre de 20ü C (Sleep, 1990). Les modélisations de la convection pouvant exister à l'intérieur du manteau, considérant les flux et échanges thermiques, ont montré que le flux provenant des "panaches" ne dépassait pas 10% de la