Valerie Clouard

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Volcanisme intraplaque

 

Subduction océanique

 

 

 

Volcanisme intraplaque

 

• Géodynamique du Pacifique

 

1. Clouard, V. et A. Bonneville. How many Pacific hotspots are fed by deep mantle plumes ? Geology, 29, 695-698, 2001. (pdf, 385k)


On considère qu’il existe 14 PC sous la plaque Pacifique, mais dans ce papier, nous montrons que la plupart ne sont pas originaire d’un panache mantellique profond.



Pour arriver à cette conclusion, on a tenté d’établir combien de PC possédaient une durée de vie assez longue (ca 100 Ma) et étaient reliés à un plateau océanique à partir d’une compilation de 226 monts sous-marins et îles datés. Seuls 3 PC satisfont à ces critères minimaux : Pâques, Louisville et Hawaii. Les 7 PC du Pacifique central sud (Fondation, Macdonald, Pitcairn, Rarotonga, Arago, Samoa et Société) ne peuvent donc pas être reliés a un phénomène profond.

 

2. Clouard, V., and Bonneville, A, Ages of seamounts, islands and plateaus on the Pacific Plate, In Plates, plumes and paradigms, Eds G.R. Foulger, J. H. Natland,  D. Presnall, and D. L. Anderson, pp. 71-90, Geological Society of America,  Special Paper 388, 2005. (pdf, 5Mb)


Ce livre, Plates, plumes and paradigm, est un ouvrage destiné aux étudiants en master et thèse de doctorat, et fait le point sur l’ensemble des connaissances que l’on a sur le volcanisme intraplaque. Nous y avons rédigé le chapitre 6 (sur 47 !!!) concernant l’histoire des chaînes intraplaques de la plaque Pacifique.



La synthèse des connaissances de l’histoire de chacune des chaînes est compilée, avec les références incontournables, ainsi que les différentes hypothèses concernant leur création. A chaque fois, une illustration comme celle-ci dessous est faite, et on peut y retrouver la mise à jour de la compilation des âges radiométriques que nous avions publiée dans Geology en 2001.



 

3. Clouard, V. and M. Gerbault, Reply to "Break-up spots: Could the Pacific open as a consequence of plate kinematics?" comment by R. Pilger, Earth Planet. Sci. Lett. ,10.1016/j.epsl.2008.08.008 (pdf, 673k)

 

En réponse à une remarque de R. Pilger sur un de nos articles (Clouard et Gerbault, 2008a), nous avons publié une synthèse de l’histoire des PC dans le Pacifique Central Sud.



Dans la zone d’étude, 3 PC ont laissé des traces sur le plancher océanique (Fondation, Taukina et Pâques) et 8 PC sont actifs : 4 sont bien connus (Société, Pitcairn, Arago et Macdonald, les points rouge sur la figure ci-dessus) et 3 de plus sont nécessaires pour expliquer le volcanisme récent de cette région (Rarotonga, Aitutaki et Tubuai, les points bleus).
Pour démontrer que les PC actifs n’étaient pas liés au volcanisme ancien du nord-ouest Pacifique, nous avons effectué une double reconstruction des traces arrières des monts sous-marins du nord-ouest Pacifique. Tout d’abord en se limitant aux monts sous-marins datés (points jaune sur la carte ci-dessous), on calcule leur position au moment de leur formation (croix blanches) : il apparaît nettement qu’ils ne proviennent pas d’un ou de PC uniques, et surtout pas ceux actuellement actifs. Pour parer à l’argument qui dit que c’est parce que le nombre de sous-marins datés est trop peu représentatifs par rapport à tous les monts sous-marins existants, nous avons ensuite calculé la trace arrière de tous les monts sous-marins de la plaque Pacifique. En convoluant leur trace par leur volume, on obtient le fond de carte ci-dessous : autant le PC d’Hawaii ressort nettement, autant dans le Pacifique Central Sud, il n’existe pas de zone de concentration autour d’un PC actif qui indiquerait une origine commune. 



Les PC actuels du Pacifique Central Sud ne sont donc bien actifs que depuis quelques millions d’années.

 

4. Clouard, V. and M. Gerbault, Break-up spots: could the Pacific open as a consequence of plate kinematics?, Earth Planet. Sci. Lett. 265, 195–208, doi:10.1016/j.epsl.2007.10.013, 2008. (pdf, 1.4Mb)

 

Nous avons cherché si l’origine des PC du Pacifique Central Sud ne se trouverait pas dans les conditions cinématiques et géométriques particulières de la plaque Pacifique.

Ces PC sont globalement alignés entre la fosse des Kermadec-Tonga et l’île de Pâques (ici, on n’a repris que les PC identifiés comme actifs, et pas les 3 bleus complémentaires nécessaires pour expliquer le volcanisme du Pacifique Central Sud).



Nous avons construit des modèles numériques de déformation et contrainte de la plaque Pacifique en reprenant les conditions géométriques et cinématiques de cette plaque depuis 10 Ma pour une boîte correspondant au carré de la figure ci-dessus. Nous utilisons en particulier le fait que la fosse des Kermadec-Tonga se déplace vers la plaque Pacifique pour introduire une vitesse légèrement différentielle entre le nord et le sud de la plaque.



On montre ainsi que la plaque Pacifique dans sa partie centrale est en cisaillement, et que les contraintes engendrées par ses conditions aux limites sont supérieures à celles nécessaires pour engendrer la rupture. C’est bien dans cette zone que l’on retrouve les PC. En analysant le modèle en 3D, on traduit les ellipses de déformation plane en un amincissement de la lithosphère qui est celui souligné par le super bombement du Pacifique central.



La traduction en 3D de notre modèle de déformation de la plaque Pacifique montre un amincissement lithosphérique dans la partie centrale (i.e., la zone du Super Bombement) et des points chauds : on propose donc que les conditions géodynamiques particulières aux frontières ouest de la plaque Pacifique soient responsables de l’affaiblissement de cette région et que le volcanisme intraplaque profite de ces conditions particulières pour s’exprimer en surface. En faisant le lien avec les mécanismes d’ouverture de plaque, nous pensons que ces phénomènes sont la première étape d’une ré-organisation des limites de la plaque Pacifique qui s’ouvrirait le long de l’axe Kermadec-Tonga jusqu’à l’île de Pâques.
Notre conclusion est que ce que l’on observe dans le Pacifique depuis 8-10Ma est le premier pas d’une ré-organisation de la plaque Pacifique qui, si ces forces en bordure de plaque persistent, pourrait s’ouvrir. La nouvelle frontière serait transformante si les directions actuelles restent stables, mais d’accrétion si de la divergence apparaît entre les forces de subduction des fosses du nord-ouest et sud-ouest.

 

• Etude de chaînes volcaniques sous- marines

 

1. Clouard, V., A. Bonneville, A. et P.Y. Gillot, The Tarava seamounts: a newly characterized hotspot chain on the South Pacific Superswell, 207, 117-130, Earth Planet. Sci. Lett., 2003. (pdf, 1.6Mb)

En 1999, la campagne océanographique avec le N/O l’Atalante a révélé l’existence d’une chaîne volcanique sous-marine, baptisée par la suite Tarava (lors d’un concours « nommer les monts sous-marins » organisé dans les écoles des Iles sous le Vent).



Dans ce travail, nous avons cherché à déterminer l’origine de cette chaîne intraplaque. Grâce à 2 datations à 43.6 et 35.9 Ma (voir figure ci-dessous), en éliminant l’hypothèse de plusieurs PC, et en considérant l’effet particulier du changement de direction de la plaque Pacifique à 43 Ma, nous avons établi le scénario suivant pour la mise en place de cette chaîne en 2 branches :



Une fois qu’un édifice se construit, la croûte fléchit, et l’édifice suivant se construit sur la fibre neutre de la lithosphère défléchie, dans la direction du mouvement de la plaque. Sur la figure ci-dessus, les lignes blanches représentent les iso-contours de la déflexion, el la ligne en noir la fibre neutre. A 43 Ma, la plaque Pacifique change brutalement de direction. A ce moment-là, une ligne duale apparaît (voir Hieronymus & Bercovici, 1999, qui ont décrit ce phénomène), et la chaîne des Tarava se dédouble en 2 branches, jusqu’à ce que le conduit soit trop étiré et ne puisse plus alimenter la branche sud correspondant à l’ancienne direction de la plaque.


Il est intéressant de noter que le même phénomène de dédoublement existe sur les chaînes de Louisville et Hawaii. De même, en comparant les dates des changements de direction et des dédoublements sur ces 2 chaînes et celle des Tarava, on note une propagation du changement de direction du sud vers le nord.



 

 

2. A. Bonneville, R. Le Suavé, L. Audin, V. Clouard, L. Dosso, P.-Y. Gillot, P. Janney, K. Jordahl, K. Maamaatuaiahutapu, Arago Seamount: The missing hotspot found in the Austral Islands, Geology, 30, 1023–1026, 2002. (pdf, 708k)
   

L’archipel des Australes est composé de plusieurs chaînes volcaniques, correspondant à différents événements de 35Ma à l’actuel, et reposant sur une croûte de 60 à 85Ma. En 1982, Turner et Jarrard ont proposé que les 2 périodes volcaniques distinctes de l’île de Rurutu, datées à 12 et 1 Ma, pourraient être dues à 2 PC différents, mais aucune preuve n’était venue le confirmer.  Un âge de 230 ka obtenu sur le mont sous-marin Arago, situé dans le sud-est de Rurutu permet de proposer que ce mont sous-marin soit le PC manquant de l’histoire des Australes-Cook.

 

• Structure des îles océaniques

 

1. Clouard, V., A. Bonneville et H.G. Barsczus, Size and depth of frozen magma chambers under atolls and islands of French Polynesia using detailed gravity data, J. Geophys. Res., 105, 8173-8192, 2000. (pdf, 1.8Mb)


De nouvelles connaissances de l'évolution tectonique et structurale sont obtenues à partir de l'analyse de données gravimétriques (données à terre, combinées aux données dérivées de l'altimétrie satellitale et aux données acquises par bateau) sur 25 îles des îles et atolls de Polynésie française.  Les anomalies résiduelles isostatiques sont calculées suivant un modèle crustal en 3D et 4 couches. Ce modèle prend en compte la bathymétrie, la topographie des îles et la flexure de la lithosphère sous la charge des édifices volcaniques. 20 des 25 îles présentent une anomalie résiduelle positive qui peut être reliée à la présence de chambres magmatiques fossiles (et des circuits d'alimentation les plus importants) de l'ancien volcan. Des anomalies résiduelles négatives sur 4 îles correspondent soit à des dépôts coralliens soit à des résidus fragmentés des dernières phases du volcanisme aérien.



Les anomalies positives mettent en évidence l'existence d'une chambre magmatique fossile en profondeur sous chacune des îles de Polynésie française. La modélisation de la forme de ces chambres par un modèle géométrique simple (un corps dense ellipsoïdal en 3D) conduit à une estimation de la taille et de la profondeur des chambres magmatiques.



Une relation linéaire entre le volume des chambres et le volume des îles est ainsi obtenue et  peut être utilisée pour d'autres volcans intraplaques éteints (e.g. La Réunion). Par ailleurs, la comparaison entre les diamètres obtenus pour chaque chambre et leur projection à la surface avec l'emplacement et le diamètre des caldeiras implique que la plupart des effondrements considérés jusqu'alors comme des caldeiras au sens strict sont en fait des glissements des flancs des édifices.



Quelques autres conclusions intéressantes de cette étude :

Les atolls de Polynésie Française, y compris ceux des Tuamotu, possèdent les caractéristiques gravimétriques des volcans boucliers.

 L'emplacement du centre de l'anomalie permet de déterminer si ce qui est appelé caldeira en est vraiment une ou bien si cela correspond plutôt à un effondrement du flanc du volcan (une caldeira correspond à l'effondrement du centre du volcan après la  vidange rapide de la chambre magmatique pour en combler le vide. Les parois doivent donc être quasi verticales, et se situer à l'aplomb des bords de la chambre. A l'inverse, les effondrements de flancs s'ouvrent vers la mer, leur diamètre et leur centre sont indépendants de l'emplacement de l'ancienne chambre). La plupart des caldeiras des îles étudiées sont des effondrements de flancs. 

 Le choix des masses volumiques utilisées permet de vérifier l'existence d'un gradient de densité entre la surface et le plancher océanique. La masse volumique moyenne des édifices, dans leur partie sous-marine située au dessus du plancher, est de 2700  kg.m-3, alors que le matériau de remplissage de la dépression créée par la charge du volcan sur la croûte est plutôt autour de 2800-2900  kg.m-3.

 




2. Clouard, V., A. Bonneville et P.Y. Gillot, A giant landslide on the southern flank of Tahiti Island, French Polynesia. Geophys. Res. Lett., 28, 2253-2256,2001. (pdf, 333k)
   

Cet article présente la première mise en évidence d'un glissement sous-marin volumineux dans l'archipel de la Société. Il se situe au sud de l'île de Tahiti et a été cartographié lors de la campagne Zepolyf 1 en 1996. Une interprétation des données de bathymétrie, d'imagerie acoustique, et de sismique réflexion permet de le caractériser.

L'imagerie acoustique révèle une surface de 2950 km2 de débris d’avalanche et d’hummocks. A partir des données de bathymétrie, le volume des débris est estimé à 1150 km3. En comparaison avec les glissements des îles océaniques type Hawaii, il peut être classé parmi les avalanches de débris géants, qui sont des événements rapides et cataclysmiques.

La morphologie de Tahiti et la distribution des âges volcaniques aériens indiquent que la rupture de pente s’est initiée à proximité du sommet du flanc sud de l’île, entre 650 et 850 ka. La cicatrice du glissement a été ensuite remplie par de nouvelles éruptions. La différence entre le volume disparu à terre et celui retrouvé en mer s’expliquerait par des événements récurrents utilisant la même faille le long de la zone de rift.

Il correspond au glissement de tout le flanc sud de Tahiti Nui, entre Papara et l'isthme de Taravao, la zone de départ du glissement ayant été par la suite comblée par des coulées postérieures. Le plan de décrochement du glissement est orienté est-ouest. Cela renforce l'hypothèse d'une direction de faiblesse régionale est-ouest, déjà mise en évidence sur l'île dans les directions d'orientations des dykes et en mer dans l'orientation du volcanisme sous-marin.

 

 

• Glissements sous-marins géants

 

Utilisant les données des campagnes Zepolyf 1 et 2, l’ensemble des glissements sous-marins des archipels des îles Australes et de la Société a été caractérisé. Cela comprend des volcans sous-marins actifs, des îles hautes et des atolls.

1. Clouard, V., and Bonneville, A., Submarine landslides in Society and Austral Islands, French Polynesia: evolution with the age of edifices, in Submarine Mass Movements and their Consequences, edited by J. Locat, and  J. Mienert, pp. 335-341, Kluwer Academic Publishers, 2003. (pdf, 355k)

Cette synthèse montre l’évolution du type de glissement avec l’âge de l’île. Lors de la construction, en phase pré-aérienne, les volcans actifs sont le lieu de destabilisations gravitaires répétitives de faible volume (voir la figure ci-dessous de Mouaa Piha, mont sous-marin faisant partie des volcans actifs autour du PC de la Société). Les îles jeunes sont quant à elles soumises à des glissements type avalanche de débris associées aux période d’activité volcaniques intenses. Plus tardivement, des processus erosionnels génèrent des glissements superficiels très fragmentés qui produisent la morphologie en étoile caractéristique des atolls et guyots.






2. Clouard, V., and Bonneville, A, Submarine Landslides in French Polynesia, In Oceanic Hotspots: intraplate submarine magmatism and tectonism, Eds R. Hekinian, P. Stoffers and J.-L. Cheminé, Springer-Verlag,, pp 209-238, 2004. (pdf, 2.1Mb)

 

L’exemple de l’atoll de Tupai, ci-dessus, est une illustration de glissement généré la subsidence brutale de l’île. La forme non circulaire de cet atoll situé au nord de Bora Bora s’explique par l’enfoncement du plancher océanique lors de la construction de Bora Bora qui a provoqué le glissement en mer de tout le flanc est de Tupai.

 

 

 

Subduction océanique

 

• Sismicité outer-rise

 

Clouard, V., Campos, J., Perez, A , Lemoine, A., and Kausel, E., Outer rise stress changes related to the subduction of the Juan Fernandez Ridge, Central Chile. J. Geophys. Res., 112, B05305, doi:10.1029/2005JB003999,  2007. (pdf, 3.1Mb)

Ce travail traite de la sismicité des zones de subduction avant la fosse. On y analyse celle qui s’est produite dans le Chili central ces 20 dernières années, en commençant par le séisme du 9 avril 2001 (Mw = 7.0). Son mécanisme focal, sa profondeur et sa fonction source montrent qu’il s’agit d’un séisme en extension dans la partie supérieure de la lithosphère.

 Pour comprendre son origine, on représente les efforts dans la lithosphère à l’aide des courbes enveloppes de contrainte (yield stress envelope, YSE) : les contraintes statiques (thermiques et de bombement) sont prises en compte, et  il faut imposer une contrainte dynamique en extension de 0 à 4.1012 Nm-1 pour rendre compte de ce séisme et de ces répliques. Cette force correspond à la traction du panneau plongeant (slab pull).

En 1981 et 1982, cette zone avait été le lieu de séismes en compression (M7.2 et M5.6). La même analyse à partir des courbes enveloppes de contrainte implique cette fois-ci que la lithosphère au début des années 1980 était soumise à une force dynamique en compression de l’ordre de 1013 Nm-1 correspondante à la poussée de la lithosphère venant de la dorsale (ridge push). Nous proposons que cette alternance compression/extension ait été provoquée par le séisme interplaque de Valparaiso de 1985 (M7.8) qui a débloqué la subduction.

 

 

• Segmentation de la subduction océanique

 

Ce travail en cours fait le lien entre les caractéristiques thermo-mécaniques de la lithosphère océanique en subduction sous la plaque sud-américaine et la segmentation de la subduction telle qu’elle est définie à partir de critères tectoniques ou sismiques dans la plaque supérieure.

 

• Subduction d'aspérités

 

Clouard, V., A. Flores, A. Perez, M. Gerbault and J. Campos, The effect of seamount subduction on the stress field of the oceanic plate and the accretionary prism offshore Valparaiso, Central Chile, EGU General Assembly,  EGU05-A,  08641, Vienna, Austria, 2005.