Patrick Demougeot est Inspecteur d'Académie dans le Département des Hautes Pyrénées. Agrégé de Géologie, il a vécu plusieurs années en Polynésie française où il a enseigné les sciences naturelles. C'est un spécialiste de la géologie de l'océan Pacifique et il a publié un des rares ouvrages sur le sujet : la Géologie de la Polynésie française et du Pacifique. La conférence qu'il donne aujourd'hui à la SAGA dans le cadre de la commission Volcanisme est en trois parties : une présentation de la plaque pacifique et plus particulièrement de la Polynésie française, un panorama des différentes théories qui tentent d'expliquer le phénomène des points chauds, et enfin, la géologie d'une île formée par un point chaud, Tahiti.
 Les frontières de la plaque pacifique Dorsales, zones de subduction et failles coulissantes |
 L'âge du plancher océanique De l'actuel à 180 Ma |
La plaque pacifique
Chacun sait que l'océan Pacifique est le plus vaste des océans de notre planète, mais on connaît beaucoup moins sa structure géologique que l'on peut résumer de la manière suivante (les pourcentages indiqués sont relatifs à la surface de l'océan) :
- Les dorsales océaniques occupent 36%. Ces sources continues de magma constituent des chaînes de montagnes sous-marines, de 1 500 à 2 000 km de large et de 2 000 à 2 500 m de hauteur.
- Les bassins océaniques représentent 43%. Ce sont des zones de dépôts sédimentaires entre 4 000 et 6 000 m de profondeur.
- Les plateaux et talus continentaux, prolongements des continents dans l'océan, représentent 16%.
- Les marges actives, zones de subduction, caractérisées par les fosses de grande profondeur (jusqu'à 12 000 m) représentent 2,5%.
- Le volcanisme intraplaque, regroupant en particulier les îles volcaniques de l'océan représente également 2,5%.
La plaque pacifique est la plus grande plaque lithosphérique de la Terre, elle recouvre la majeure partie de l'océan Pacifique et la Basse Californie (Mexique). Elle est délimitée par des dorsales océaniques au Sud et à l'Est, des zones de subduction au Nord et à l'Ouest, et des failles transformantes en Nouvelle Zélande et en Californie.
Les vitesses d'accrétion des dorsales varient entre 5 et 18 cm par an, celles de subduction dans les fosses entre 2 et 12 cm par an. On a mesuré qu'actuellement la mouvement général de la plaque est une translation orientée à 115° à partir du Nord, proche d'une direction ONO.
Les zones d'accrétion et de subduction sont particulièrement visibles sur la carte représentant l'âge du plancher océanique qui varie de zéro aux limites Est et Sud, à 180 Ma à l'Ouest, vers les Philippines. En s'éloignant de la dorsale, la plaque se refroidit, ce qui provoque son épaississement (7 à 10 km d'épaisseur à la dorsale jusqu'à 200 km avant la subduction) et sa subsidence (la colonne d'eau au-dessus du plancher océanique passe de 2 500 m à la dorsale à 6 000 m au-delà et même plus près des fosses).
 Le Pacifique Sud 13 aligements d'îles et 1 plateau |
 Schéma théorique d'un point chaud La source du magma est à la frontière manteau/noyau |
Le volcanisme intraplaque
Le volcanisme intraplaque porte sur une très petite partie de la surface totale de l'océan, mais c'est un sujet d'étude intéressant car le phénomène géologique est loin d'être parfaitement compris.
La plaque pacifique compte 25 alignements volcaniques et 8 plateaux océaniques (Smith et Sandwell, 1994) :
- Les alignements sont des chapelets rectilignes d'îles sur plusieurs centaines ou milliers de kilomètres de long. On a l'habitude d'expliquer leur formation par une source de magma fixe appelée point chaud qui émet des bouffées de lave par intermittence. La plaque se déplaçant de manière rectiligne, la lave émergeante forme des îles alignées dont l'âge est proportionnel à leur distance de la source, les plus anciennes étant les plus éloignées.
- Les plateaux océaniques sont constitués de couches de basalte étalées sur de grandes surfaces. Ce sont les équivalents sous-marins des trapps continentaux, comme le Deccan en Inde.
Mais si l'on étudie les alignements et les plateaux de manière plus précise, on se rend compte que les structures géologiques sont souvent plus complexes que la théorie simplifiée le laisse entendre. Quelques exemples choisis dans la Polynésie française suffisent pour le montrer :
- Au Nord, l'archipel des Marquises présente plusieurs caractéristiques difficiles à expliquer. 1) Il est orienté Nord 140 qui n'est pas la direction du déplacement de la plaque. 2) Il existe une bonne corrélation entre les âges des basaltes des îles (de 500 000 ans à 5,3 Ma) et leur distance à la zone de faille des Marquises, mais le point chaud correspondant théoriquement à l'île la plus récente a disparu.
- Le plateau des Tuamotou correspond à des fonds marins qui ne dépassent pas 1 000 m de profondeur sur une zone de 1 000 par 500 km. Son origine pourrait être une bouffée mantellique, très étalée en surface et n'émergeant que sous la forme d'une centaine d'îles de basse altitude (atolls).
- La ride de Puka Puka est une succession d'édifices volcaniques, difficile à expliquer.
- L'archipel de la Société (celui de Tahiti et de Bora-Bora) est dans la direction du mouvement de la plaque et il montre une bonne corrélation des âges avec les distances à partir d'un volcan actuel, l'île Mehetia. Il est considéré comme un exemple validant correctement la théorie.
- L'alignement de Pitcairn-Gambier a été particulièrement étudié grâce aux essais nucléaires souterrains effectués sous l'atoll de Mururoa. Il montre également une bonne corrélation âge / distance à partir du point chaud, l'île de Pitcairn (surtout connue pour avoir recueilli les mutins de la Bounty).
- Par contre, l'alignement des Australes constitue un ensemble difficile à interpréter. L'âge des îles suggère la présence de deux points chauds situés aux deux extrémités : le mont sous-marin MacDonald et le mont Arago sur l'île de Rurutu.
Pour terminer cette brève description, on peut signaler l'existence de ce qui est appelé le superbombement du Pacifique Sud qui recouvre toute cette région du Pacifique. Le plancher océanique y est relevé de 250 à 680 mètres par rapport à la moyenne, ce qui indique la présence d'une vaste chambre magmatique à faible profondeur.
 Schéma de la Polynésie française 3 zones géologiques A, B et C délimitées par des zones de fractures (anciennes failles transformantes) |
 L'archipel de la Société L'âge des îles est proportionnel à leur distance à Mehetia |
Les points chauds
Le dictionnaire de Géologie de Foucault et Raoult définit un point chaud de la manière suivante : 'une zone de formation de magma située au sein du manteau à partir de laquelle la matière s'élève selon une colonne ascendante nommée panache, se traduisant à la surface de la lithosphère par des manifestations volcaniques. Ces points chauds auraient une durée très longue, d'au moins quelques dizaines de millions d'années, et seraient à peu près immobiles par rapport au repère que forme le globe terrestre'.
Cette définition, quasi officielle est belle dans sa simplicité, mais est loin de traduire la complexité du sujet qui est actuellement objet de controverse. Nous en donnons ci-dessous un aperçu.
La théorie des points chauds remonte aux années 60-70 et est due à un géophysicien américain William Morgan. Au départ, il en a identifié 20, mais d'autres géophysiciens en ont dénombré ensuite beaucoup plus : 96 pour Luce Fleitout (1992), 49 pour Vincent Courtillot (2003) et 92 pour Robert Anderson (2005).
En affinant sa théorie, Morgan a retenu cinq critères pour définir un 'vrai' point chaud :
- Un alignement volcanique.
- Un grand épanchement volcanique (LIP = Large Igneous Province) au début de l'alignement dû à l'étalement de la tête du panache mantellique.
- Un flux de magma conséquent et régulier, supérieur à une tonne par seconde sur plusieurs dizaines de millions d'années.
- Une signature géochimique typique du basalte OIB (Ocean Island Basalt) le différenciant du basalte MORB Mid-Ocean Ridge Basalt) des dorsales.
- Une anomalie de vitesse des ondes sismiques sous le point chaud entre 400 et 700 km de profondeur.
Mais le nombre de points chauds répondant à ces critères, ou au moins à quatre d'entre eux est beaucoup plus faible que ce qui était initialement estimé. De plus, ce nombre n'est pas le même pour tous les chercheurs : 7 pour Vincent Courtillot (2003), 8 pour Jeroen Ritsema (2003), 6 pour Raphaella Montelli et seulement 2 (Afar et Islande) pour Robert Anderson.
Ces résultats divergents ont évidemment fragilisé le modèle initial et ont progressivement mis en doute l'hypothèse de la source profonde du magma. Certains géophysiciens comme Vincent Coutillot distinguent les points chauds primaires ayant une source profonde, des autres appelés secondaires ou tertiaires. D'autres, comme Anderson pensent que l'origine du magma du volcanisme intraplaque est superficielle et liée à la tectonique des plaques.
 Interprétations d'une tomographie sismique (B) (A) : par Courtillot, (C) : par Anderson |
 Tomographie sous le point chaud de la Société Montelli (2003) |
Un outil prometteur utilisé par les chercheurs depuis quelques annés est la tomographie qui permet de mesurer les vitesses de propagation des ondes à l'intérieur de la Terre. Un ralentissement est corrélé à un accroissement de viscosité de matière et une élévation de température. Le traitement informatique des mesures permet d'établir des coupes indiquant la température du manteau à différentes profondeurs d'un lieu donné. Mais il faut reconnaître qu'à l'heure actuelle, une même carte peut être diversement interprétée, ce qui n'apporte pas de certitude sur le phénomène.
En résumé, l'origine du magma des points chauds est aujourd'hui mal connue et le débat entre les partisans d'une origine profonde et ceux d'une origine superficielle n'est pas clos. Pour ce qui concerne la Polynésie française, une hypothèse plausible consiste à dire que le réservoir de magma serait une vaste chambre magmatique située au niveau du manteau supérieur, par opposition à un volcan comme Hawaï où l'alimentation serait au niveau de la séparation manteau/noyau.
 Le volcanisme de la Polynésie française |
Tahiti, une histoire géologique complexe
L'île de Tahiti est sans doute la plus connue des îles de Polynésie française. Elle est située dans l'archipel de la Société et est composée de trois volcans : le volcan de Tahiti Nui sur la partie principale de l'île, le Taiarapu sur une presqu'île et le Taravao sur l'isthme de même nom reliant île et presqu'île. L'île fait 60 km dans sa plus grande dimension (île et presqu'île), est montagneuse et culmine à 2 241 mètres.
Le volcan principal se présente dans son ensemble comme un volcan bouclier avec une caldeira au centre, sa pente moyenne est de 15°, ce qui correspond à un volcanisme de type effusif. Mais plusieurs particularités sont les signes d'une histoire géologique complexe :
- La dissymétrie de la morphologie du volcan : des planèzes (plateaux volcaniques) aux quatre coins et deux bassins versants au Nord et au Sud, orientés Nord - Sud.
- Des basaltes d'âges variables : anciens au centre (~ de 1,3 à 0,9 million d'années), plus récents au Nord et au Sud (~ de 0,8 à 0,5 million d'années).
- La présence d'importants blocs de basalte de plusieurs centaines ou milliers de tonnes, reposant au fond de l'océan à plusieurs dizaines de kilomètres de l'île, dans les directions Nord et Sud.
La synthèse de ces données, a conduit les géologues à retenir le scénario suivant pour décrire l'histoire géologique de l'île :
- Formation initiale d'un volcan bouclier (1,3 à 0,9 millions d'années).
- Eboulements de plusieurs centaines de km3des côtés Nord et Sud du cône volcanique (on peut imaginer les tsunamis engendrés par ces éboulements !).
- Second épisode volcanique apportant un nouveau matériau traversant le basalte ancien (0,75 à 0,45 millions d'années).
 Dissymétrie de la morphologie |
 Reconstitution de l'histoire géologique |
 L'île de Tahiti | |
L'heure avance et Patrick Demougeot doit mettre fin à son exposé et aux belles images de Tahiti qu'il a gardées pour
nous engager au voyage. Plusieurs questions sont posées sur la nature des magmas, les mouvements des plaques
lithosphériques... et pour terminer, sur l'arc volcanique intraplaque européen, du Massif central à l'Eifel,
qui nous est bien plus familier que la lointaine Polynésie, et pour lequel on invoque généralement
une distension de la croûte liée à un rebond suivant la création de l'arc alpin. Les (nombreux) auditeurs de la conférence ont
incontestablement apprécié l'intérêt et la clarté de l'exposé de Patrick Demougeot et ils le remercient très chaleureusement.
Lectures et sites web recommandés
Pour aller plus loin sur le sujet, vous pouvez consulter les livres et sites web suivants :
- La Géologie de la Polynésie française et du Pacifique, Patrick Demougeot, éditions CRDP de la Polynésie française
- L'intérieur de la Terre et des planètes, A. Dewaele, C. Sanloup et P. Gillet, Belin
- Plates vs Plumes: A Geological Controversy, Gillian R. Foulger, Wiley-Blackwell
- Plates, Plumes, Paradigms, special paper 388, Geological Society of America
- Le volcanisme de point chaud de l'Ile de la Réunion, une page du site web de l'Institut de Physique du Globe
- Discussing the origin of "hotspot" volcanism, le site de référence des géologues se préoccupant du débat sur l'origine des points chauds
