Les îles océaniques

Correction de leçon de contre-option proposée par :

Mathieu Rodriguez (rodriguez@geologie.ens.fr)

Pr. Agrégé préparateur –Ens (Ulm)

Préparation à l’Agrégation SV STU-Orsay

Emergence d’un volcan sous-marin, près de Nukualofa, Arc des Tonga, 18 Mars 2009.

Staudigel and Clargue, Oceanography, 2010.

Définition : Une île est une terre entièrement cernée par de l’eau. Le sujet comprend une ambiguïté.

Au sens strict, le terme ‘île océanique’ impose de ne traiter que les îles reposant sur une lithosphère

de nature océanique (i.e. composée de basaltes, gabbros, péridotites). Cependant, de nombreuses îles

situées géographiquement au cœur d’un océan ne répondent pas à cette définition, car associées à

des fragments de lithosphère continentales détachés des ensembles continentaux principaux au cours

de la fragmentation de la Pangée (par exemple, les Seychelles) ; ou encore associées à des plateaux

dont la nature n’est pas stricto sensu. océanique. Ici, nous définirons donc les îles océaniques comme

des surfaces émergées (ou ayant été émergées au cours de leur histoire), reposant sur de la lithosphère

océanique ou entièrement entourées par de la lithosphère océanique.

Enjeux sociétaux : De nombreuses îles ont une élévation proche du niveau de la Mer, problématique

dans la perspective de la montée des eaux associée au changement climatique. Les iles sont de plus

soumises à de nombreux aléas naturels : volcanisme, cyclones, tsunamis… Du point de vue de la

Biologie, de nombreuses espèces endémiques sont recensées sur les îles océaniques… En particulier,

de nombreuses îles supportent des formations coralliennes (/madréporiques), i.e. biogéniques, dont

la pérennité est aussi à étudier dans la perspective du changement climatique anthropique.

Problématique : Dans la perspective des risques associés à la montée des eaux, il est important de

comprendre comment les îles océaniques se sont mises en place, quel est leur devenir, et dans quels

contextes celles-ci sont plus ou moins menacées. Cela implique d’étudier les îles du point de vue de la

géodynamique et de la tectonique des plaques, mais aussi du point de vue des processus de surface

(géomorphologie & sédimentologie : processus érosifs, processus de bioconstruction).

Limites : nous ne traiterons pas des îles éphémères (associées aux volcans de boue, ou à des

constructions volcaniques qui ne perdurent pas).

1) Distribution des îles océaniques selon leur contexte géodynamique et leur origine

a. Les îles associées aux points chauds

-Généralités : Iles volcaniques, associées à du volcanisme tholéitique (La Réunion, Hawaii) à alcalin

(Tahiti, Canaries, Açores, Tristan da Cunha). La différenciation peut aller jusqu’à la rhyolite, ex.

Galapagos (mais dans ce cas précis, interactions entre le point chaud et un propagateur océanique).

Le plus souvent, le terme le plus différencié est le Trachyte, au niveau des îles océaniques formées par

du volcanisme appartenant à la série des OIA (Ocean Island Alkaline Basalts). Origine du volcanisme :

la remontée adiabatique de matériau mantellique au sein d’un plume permet une fusion partielle, à

l’origine d’un volcanisme qui s’épand sur la lithosphère océanique. Il y a plus de 106 monts sous-marins

d’origines volcaniques. Lorsque le volcanisme est important, il peut y avoir formation d’une île intra-

océanique. Le volcanisme est de type OIB : Oceanic Islands Basalts, qui est différencié (enrichi en

éléments incompatibles) par rapport aux MORB formés à l’axe des dorsales. Ceci serait lié au fait que

la source mantellique de ces laves serait plus profonde que la source du magma dans les zones de

dorsales (le manteau des plumes est moins appauvri que le manteau au niveau des dorsales). Le

volcanisme au niveau des îles océaniques constitue donc une fenêtre sur la diversité des sources

magmatiques, et in fine, sur les hétérogénéités au sein du manteau.

-Les chaînes de volcans (un exemple par océan, non exhaustif):

*La Chaîne Hawaii-Empereur dans le Pacifique, 5800 km de long, courbure de la chaine liée à

un changement cinématique. C’est à partir de cet exemple que Jason Morgan a, dès la fin des années

60, établi que les chaines de volcans intraplaques étaient le témoin des mouvements des plaques. A

proximité du point chaud, les volcans actuellement actif ont entre 400 000 ans et 5 Ma. Le plus vieux

volcan associé à cette chaîne a plus de 80 Ma (Meiji Guyot).

*La Chaine des Chagos-Laccadive dans l’Océan Indien, initiée il y a environ 60 Ma par la queue

du point chaud du Deccan. Environ 2350 km de long, cette chaîne est à l’origine de l’archipel des

Maldives, particulièrement menacé par la montée des eaux.

*La Chaîne de Walvis-Tristan da Cunha dans l’Océan Atlantique : chaîne de 3000 km de long

au sud de l’Atlantique, au large de l’Afrique, qui se termine par le point chaud de Tristan da Cunha.

Conjugué : la ride du Rio Grande, au large de l’Amérique du Sud. La formation de ce système date des

premiers stades de la déchirure de l’Atlantique sud, avec la mise en place de la province magmatique

géante de Parana-Etendeka (il y a environ 120-130 Ma).

-Les archipels volcaniques : ex. des Canaries, associé à un point chaud au large du Maroc ; les

Galapagos, elles aussi associées à un point chaud.

Bathymétrie multifaisceaux de l’île d’Hawaii, Pacifique.

Hawaii : 4200 m de haut pour la partie émergée ; 5500 m environ pour la partie sous-

marine…Topographie de 9700 m au total !

Notez la présence d’une avalanche sous-marine sur le flanc Nord du Volcan, ayant mobilisé environ

5000 km3 de matériel. Il s’agit d’un des glissements de terrain les plus volumineux répertoriés à ce

jour.

-Les provinces magmatiques géantes : Kerguelen (mis en place il y a ~110 Ma, Océan Indien), Ontong-

Java (mis en place il y a ~120 Ma, Pacifique), tous deux associés à de petites îles actuellement…mais

autrefois (il y a plus de 50 Ma) le plateau des Kerguelen était émergé. Volcanisme essentiellement

tholéitique, associé à d’importants points chauds. Au niveau d’Ontong-Java, on estime que 6 millions

d’années auraient suffi à produire un volume de laves de 6.107 km3…distribué sur 40 km d’épaisseur.

A mettre en perspective avec les 21km3 produits à l’échelle globale au niveau des dorsales !

Bathymétrie (satellitaire) du Plateau d’Ontong-Java (au large des îles Salomon)

-Les îles associées à un point chaud et un point triple : Açores. Point triple Ride-Ride-Transform. Le

point triple est marqué par une zone de rifting diffuse, qui donne naissance à quelques îles volcaniques.

L’évolution de la région se fait sous le contrôle d’un point chaud, celui des Açores. Le point chaud se

met en place quelque part entre 10 et 20 Ma.

Bathymétrie multifaisceaux & satellitaire du point triple des Açores, Atlantique.

-Ile associée à une dorsale : l’Islande.

b. Les îles associées aux zones de subduction

-Les îles d’arc formées par le volcanisme de subduction : ex Antilles, Tonga ; îles Sandwich…Volcanisme

calco-alcalin. Magmatisme issu de la fusion partielle du coin du manteau situé à l’aplomb des zones de

subduction. Volcanisme souvent explosif.

De nombreuses îles et chaines de hauts sous-marins constituent des arcs volcaniques de subduction

fossiles, abandonnés à la faveur du retrait de la zone de subduction. Ex. Les subductions de l’Asie du

Sud Est-Océanie.

-Cas particulier de l’île de la Barbade, qui est le sommet d’un prisme d’accrétion si développé qu’une

partie est émergée. Ceci est dû aux apports sédimentaires extrêmement importants de l’Orénoque.

Les îles des Antilles et leur contexte géodynamique (arc volcanique de subduction)

c. Les îles associées aux failles transformantes-décrochantes

-Les îles associées aux rides transverses le long des zones de fracture. Ex. Atlantique : des profils

sismiques ont révélé que certains segments de la transformante de Vema ont été émergés (il y a 10

Ma environ), comme l’atteste leur toit plat (indiquant l’érosion par les vagues) et la présence de

formations carbonatées formées en eaux peu profondes.

Profil sismique recoupant la ride transverse de Vema, montrant la surface d’érosion indiquant la

présence d’anciennes îles océaniques.

-Les îles associées à une limite décrochante océanique : L’île de McQuarie, limite Australie-Pacifique,

au sud de la Nouvelle-Zélande. Structures en fleur positive impliquant de la lithosphère océanique. Sur

cette île affleure directement des fragments de lithosphère océanique : c’est un rare cas où la

lithosphère océanique est accessible à l’affleurement sans avoir subi un processus d’obduction !

La Ride de MacQuarie, le long de la frontière de plaque Australie-Pacifique, au sud de la Nouvelle –

Zélande. La ride est localement émergée, et forme alors l’île de MacQuarie.

d. Les îles associées à des micro-continents

-Ile de Jan Mayen, dans l’Océan Atlantique, au Nord de l’Islande : un bloc continental isolé par 2

zones de rifting-déchirure continentale de part et d’autre.

Bathymétrie de l’Atlantique Nord, montrant la localisation de l’Islande et de Jan Mayen. Bas : Coupe

géologique reconstituant les oznes de rifting de part et d’autre de Jan Mayen, à l’origine de

l’isolement de ce microcontinent au milieu de l’Océan.

-Les Seychelles, dans l’Océan Indien/ bloc isolé lors d’épisodes de rifting sucessifs. Dans un premier

temps, le Bloc Inde-Seychelles se détache de Madagascar au Crétacé sup 84-65 Ma environ. Puis, une

succession d’épisode de rifting complexe initiée à 65 Ma, aboutissant à la formation de la dorsale de

Carlsberg, sépare l’Inde des Seychelles.

e. Les îles dont le contexte de formation reste inconnu

-Les îles Amirante dans l’Océan Indien, au Sud des Seychelles. Arc d’une subduction fossile ? Ancienne

dorsale disloquée depuis ?

2) Morphologie et sédimentologie des îles océaniques

a. Croissance des volcans océaniques, dynamismes éruptifs

-Voir figure en fin de correction. Différents stades de croissance des édifices volcaniques, avec

évolution de la position des chambres & conduits volcaniques. Evolution d’Hawaii détaillée dans

Robert & Bousquet, 2012, p. 637.

-Au cours de la croissance, variations du type d’éruptions, en fonction de la teneur en éléments volatils

dans le magma émis, mais aussi en fonction des interactions avec l’eau. Cas particulier des éruptions

pyroclastiques (aériens-subaériens), des effondrements de Caldeira.

La carte géologique de la Réunion : permet de discuter la diversité des dynamismes éruptifs, des

processus d’érosion.

b. Les glissements de terrain

-Glissements sur les flancs des volcans, avalanches de débris. Au niveau des volcans les avalanches de

débris peuvent dépasser des vitesses de l’ordre de 100 km/h.

-Glissements sous-marins ; 5000 km3 dans le cas d’Hawaï : un flanc entier du volcan s’est effondré !

c. Les plate-formes carbonatées et formations récifales

-Diversité des formations récifales

-Lien entre faciès sédimentaire et énergie de l’environnement de dépôt

-Dynamique des coraux selon le niveau marin/l’espace disponible

Diversité des récifs coralliens ; diversité des comportements des récifs selon le niveau marin,

distribution des faciès carbonatées selon l’énergie du milieu dépôt, décroissante de l’avant-récif vers

l’arrière récif.

3) La subsidence des îles océaniques et leur devenir

a. Les observations de Darwin

Voir cet article très pédagogique : http://planet-terre.ens-lyon.fr/article/ile-haute-atoll.xml

L’ouvrage initial, avec les illustrations originales de Darwin, est disponible en ligne, en libre accès :

http://darwin-online.org.uk/content/frameset?itemID=F271&viewtype=text&pageseq=1

-Dans les années 1840, Darwin remarque que les coraux des îles du Pacifique ne peuvent croître que

proche de la surface de l'eau (du moins ceux qui forment les barrières) : il en déduit que le substratum

sur lequel les coraux ont commencé à se développer a disparu par subsidence. A la lumière des

observations bathymétriques disponibles aujourd’hui, le fait que les volcans subsident d’autant plus

qu’ils sont anciens apparaît clairement et confirme l’intuition de Darwin.

a. Subsidence des îles océaniques et flexure de la lithosphère océanique

-Premier effet : la subsidence thermique liée au vieillissement de la lithosphère…Mais pas suffisant. Les

îles océaniques sont souvent construites dans un contexte de point chaud, que l'on explique le plus

souvent par l'effet en surface d'un panache mantellique chaud, fixe en profondeur, et qui produit de

la fusion partielle par décompression adiabatique en arrivant en surface. La surface, formée d'une

plaque rigide, la lithosphère, se déplace et interagit avec cette zone chaude qui forme ainsi une chaîne

d'îles, dont l'exemple le plus frappant est Hawaii. Si l'on forme une île sur la lithosphère océanique à

l'aplomb d'un point chaud, cette île est ensuite emportée par la plaque et, progressivement, s'enfonce

avec elle.

Schéma illustrant la subsidence des chaînes de volcans de point chaud au cours du temps, et les

différents types de formations récifales qui se développent

-Second effet : La subsidence est en réalité contrôlée principalement par la flexure de la lithosphère

océanique. La lithosphère océanique ploie sous la charge exercée par le volcan. Modèle d’isostasie de

Vening Meinesz. Un paramètre communément utilisé pour quantifier la flexure de la lithosphère

océanique est l’épaisseur élastique de la lithosphère Te, i.e. l’épaisseur théorique qu’aurait une

lithosphère océanique si l’ensemble de son comportement était élastique. L’épaisseur élastique est

fonction de la résistance de la lithosphère à la déformation, i.e. de sa rigidité. La rigidité flexurale est

déterminée par D=ETe3/12(1-σ²), où E est le module de Young et σ le coefficient de Poisson.

L’étude de la flexure permet donc de déterminer le comportement mécanique de la lithosphère

océanique.

Profil sismique mettant en évidence la flexure de la lithosphère océanique aux abords de la chaîne

Hawaii-Empereur.

-

b. Les îles océaniques : des aspérités au niveau des zones de subduction

-Les îles, après des épisodes de subsidence plus ou moins prolongés, arrivent au niveau des zones de

subductions, souvent sous la forme de ‘seamounts’/ monts sous marins.

-Les îles ou anciennes îles constituent des aspérités qui affectent la zone de subduction. Par ex. l’entrée

en subduction de la Chaine Hawaii-Empereur divise en 2 la courbure de la subduction aléoutienne. La

subduction d’aspérité segmente les failles au niveau des zones de subduction, et peuvent affecter le

mode de croissance des prismes d’accrétion. Lors de leur entrée en subduction, les anciennes îles sont

elles mêmes affectées par de la déformation, souvent en faille normales (déformation extrados sur le

bombement flexural au front des zones de subduction)

Conclusion : faire un tableau avec classification des îles selon contexte géodynamique, nature, etc.

Un schéma bilan possible, pour les îles volcaniques (l’essentiel des îles océaniques. Ouverture :

faunes et flores endémiques, bactéries au niveau des îles. Iles volcaniques : zones d’échanges

géochimiques privilégiées entre l’océan et la lithosphère océanique.

RAPPEL : Les modules élastiques

Module d’Young : -Toute déformation longitudinale est proportionnelle à la contrainte appliquée -La cste de proportionnalité est le module d’Young E: plus E est grand, plus le solide est élastique Module de Cisaillement μ :

- Le module μ est la cste de proportionnalité entre la contrainte et la déformation cisaillante

Module d’incompressibilité K :

-Forces nécessaires pour faire varier le volume d’un corps solide sans changer sa forme -K = pression hydrostatique/variation de volume Coefficient de Poison v : -rapport entre la composante latérale de compression et la composante longitudinale d’extension Relations entre les modules élastiques :

Les modules élastiques