PACIFIQUE (OCÉAN)


PACIFIQUE (OCÉAN)
PACIFIQUE (OCÉAN)

La superficie de l’océan Pacifique atteint 181 millions de kilomètres carrés, soit la moitié de tous les océans et plus du tiers de la surface du globe, qui totalise 510 millions de kilomètres carrés. Sa surface est équivalente à celle de tous les continents, y compris l’Antarctique, mais en comptant une seconde fois la surface de l’Afrique. Le volume de l’océan Pacifique, 714 410 kilomètres cubes, représente plus de la moitié du volume total des océans. C’est aussi l’océan le plus profond, avec une profondeur maximale de 11 034 mètres (Challenger Deep – fossé du Challenger –, dans la fosse des Mariannes; cf. FOSSES OCÉANIQUES) et une profondeur moyenne de 3 940 mètres, 200 mètres de plus que la profondeur moyenne des océans (3 729 m). La profondeur maximale communément admise du fossé du Challenger est de 10 915 mètres à 110 20 N. et 1420 11,8 E. Lors de sa 65e plongée, le 27 janvier 1960, le bathyscaphe Trieste atteint, avec Don Walsh et Jacques Piccard à bord, une profondeur de 10 916 mètres (face=F0019 梁 50 m) ou, plus précisément, une pression de 1 156 atmosphères (117 MPa) à 110 19 N. et 1420 15 E. D’après des sondages effectués par des Soviétiques, ce fossé aurait une profondeur de 11 034 mètres à 110 20,9 N. et 1420 11,5 E. (P. P. Hanson et al., 1959), mais il est difficile de trancher sans réaliser un levé bathymétrique spécifique avec les moyens de navigation et de cartographie modernes: positionnement par le système de satellites G.P.S. (Global Positioning System) et bathymétrie avec un sondeur multifaisceaux.

L’océan Pacifique est entouré de chaînes de montagnes, de fosses et d’arcs insulaires qui protègent les bassins profonds de la sédimentation terrigène d’origine continentale. C’est ce facteur et aussi son âge qui expliquent sa profondeur moyenne anormalement forte. Les marges continentales qui jouxtent l’océan Pacifique ne représentent que le quart de celles qui bordent l’océan Atlantique, pourtant deux fois plus petit [cf. MARGES CONTINENTALES]. On note aussi dans le Pacifique l’abondance des îles volcaniques, surtout dans la partie centrale et dans la partie ouest, et l’existence de nombreuses mers marginales qui séparent l’océan Pacifique des continents adjacents [cf. MERS MARGINALES]. Ces bassins marginaux sont la mer de Béring, la mer d’Okhotsk, la mer du Japon, la mer Jaune, la mer de Chine orientale, la mer de Chine du Sud, la mer des Philippines, la mer de Corail et la mer de Tasman, ainsi que la poussière de petites mers à la frontière de l’Indonésie et de la Mélanésie (mer de Sulu, mer des Célèbes, mer des Moluques, mer de Céram, mer de Banda, mer de Bismarck, mer des Salomon).

D’après l’étude hypsométrique de Henry W. Menard et Stuart M. Smith, de la Scripps Institution of Oceanography, la distribution des grandes provinces physiographiques de l’océan Pacifique est la suivante: 43 p. 100 de la surface du Pacifique est couverte par des bassins océaniques avec des collines abyssales (une fraction très réduite est occupée par les plaines abyssales), 35,9 p. 100 correspond à la province des dorsales océaniques, 13,1 p. 100 aux marges continentales, 2,9 p. 100 aux fosses, 2,7 p. 100 aux glacis continentaux (continental rise ) et aux petits bassins océaniques et enfin 2,5 p. 100 aux provinces volcaniques (volcans sous-marins, guyots, rides volcaniques asismiques, plateaux).

Quelques grands fleuves américains se jettent dans le Pacifique: le Yukon, le Columbia, le Fraser et le Colorado. Les principaux fleuves asiatiques, Amour, fleuve Jaune et Yangzi Jiang, se jettent dans les mers marginales.

Les côtes américaines sont surtout montagneuses et peu indentées, à l’exception du golfe de Californie. Au nord et au sud de l’Amérique, les côtes du Pacifique sont très différentes: la côte sud de l’Amérique du Sud est formée de baies et de fjords avec un grand nombre de petites îles dispersées; la côte sud de l’Alaska est aussi très accidentée; au nord, elle devient basse et marécageuse. La côte de l’Australie qui fait face au Pacifique est haute et ininterrompue. Les côtes asiatiques sont en général basses et irrégulières et forment les limites visibles des nombreuses mers intérieures et des bassins marginaux.

D’après le Bureau hydrographique international (Monaco), on peut diviser cet océan à l’équateur en Pacifique nord et Pacifique sud, mais le comité Murchison formé en 1845 par la Royal Geographical Society (Londres) recommande de diviser le Pacifique en trois secteurs: nord, sud et intertropical. La limite ouest est mal définie dans la région indonésienne entre Sumatra, Java, Timor et l’Australie. Au sud de la Tasmanie, le méridien 1470 E. est choisi comme limite entre les océans Indien et Pacifique. À l’est, c’est le méridien du cap Horn jusqu’à l’Antarctique qui marque la limite avec l’océan Atlantique. Les limites nord et sud sont en principe fixées par les cercles arctique et antarctique, mais il est plus naturel de prendre comme limite nord le détroit de Béring à la limite entre la mer de Béring et la mer de Chukchi, et comme limite sud l’Antarctique lui-même.

Du nord au sud, la distance entre le détroit de Béring et le continent antarctique, près du cap Colbeck, est de 15 850 kilomètres et dans sa plus grande largeur, entre Panamá et Mindanao, dans l’archipel des Philippines, le Pacifique atteint 17 120 kilomètres.

Dans le Pacifique, on distingue classiquement un certain nombre de bassins océaniques où les profondeurs excèdent 4 000 mètres. Le bassin du Pacifique nord est lui-même divisé en bassin du Pacifique nord-est au bord du continent nord-américain, bassin du Pacifique nord-ouest, bassin du Pacifique central, bassin des Mariannes et bassin occidental, qui coïncide avec la mer des Philippines. À l’extrême opposé, à l’est de la dorsale du Pacifique est, le bassin du Guatemala borde l’Amérique centrale.

Au sud de l’équateur et à l’est de la dorsale du Pacifique est et de la dorsale Pacifique-Antarctique, on trouve les bassins du Pérou, du Chili et du Sud-Est pacifique.

Dans l’hémisphère Sud, mais à l’ouest de la dorsale, le bassin du Sud-Ouest pacifique s’étend jusqu’à la fosse des Tonga-Kermadec. À l’intérieur du « complexe mélanésien », on distingue les bassins nord et sud fidjiens, le bassin des Nouvelles-Hébrides, le bassin de la mer de Corail et des bassins plus petits, comme celui des Salomon ou de Santa Cruz, entre les îles Vanuatu (anciennement Nouvelles-Hébrides) et Salomon.

1. Sédimentation

Circulation

L’océan actuel est caractérisé par une mince couche d’eau chaude (de 200 à 500 m) tropicale à subtropicale entre la convergence antarctique, au sud, et la convergence arctique, au nord. Cette zone d’eau chaude a une densité assez faible (inférieure à 1,027), une température variant entre 12 et 30 0C et une salinité variant entre 34 et 37,5 p. 1 000. Elle surmonte des eaux intermédiaires et profondes plus denses (densité supérieure à 1,027) et avec une gamme plus limitée de température potentielle (de 漣 1 à + 5 0C) et de salinité (de 34,4 à 35,0 p. 1 000). Cette structure thermique prévaut seulement depuis environ 10 à 15 millions d’années.

De grands tourbillons (gyre en anglais) au nord et au sud de l’équateur sont séparés par un ensemble de courants équatoriaux qui donnent lieu à des remontées d’eau (upwelling ), surtout dans la partie orientale. À l’extrême sud, le système de courants circumantarctiques s’écoule vers l’est (fig. 1).

La circulation profonde est relativement lente (de 1 à 10 cm/s). Elle trouve son origine principalement dans la mer de Ross, au sud de la Nouvelle-Zélande. L’eau profonde s’écoule vers le nord dans le fond de la mer de Tasman et à travers le passage de Samoa avant de gagner, d’une part, le Pacifique nord-ouest en passant au nord de la zone de fracture de Clipperton, d’autre part le Pacifique nord-est par les bassins de Parece Vela, Shikoku et la mer des Philippines.

Ce sont surtout les limites entre masses d’eau océanique et les lieux d’origine des masses d’eau intermédiaire et profonde qui contrôlent la sédimentation des océans. Dans le Pacifique, la divergence antarctique permet des remontées d’eau riche en sels nutritifs, ce qui explique la ceinture de forte productivité biologique de l’océan Austral. Au sud de la divergence, les fonds océaniques sont couverts de débris apportés par les glaces flottantes. Au nord, on trouve la ceinture de sédiments riches en diatomées. Les convergences subtropicales vers 300 N. et 300 S. sont associées aux régions qui ont les plus faibles productivités. La convergence équatoriale, qui est particulièrement bien développée dans le Pacifique, est proche de l’équateur thermique. Les divergences équatoriales au nord et au sud sont associées aux zones d’upwelling à forte productivité.

Sédiments actuels

On prétend que c’est le midship J. M. Brooke, à bord de l’U.S.S. Vincennes , qui a obtenu en 1854 le premier échantillon de sédiments à une profondeur de 3 870 mètres en attachant une plume au lest d’une ligne de sonde, observant ainsi 3 tests de foraminifère. À la suite de l’expédition du H.M.S. Challenger , John Murray et Alphonse Renard (1891) établissaient un modèle de classification des sédiments qui devait servir de base pour tous les travaux ultérieurs. Ainsi Roger Revelle (1944), à partir des collections du navire Carnegie et Gustav Arrhenius (1952), membre de la grande expédition suédoise de l’Albatross , publièrent des cartes de sédiment superficiel en utilisant le modèle Murray et Renard et de nouvelles données sur la bathymétrie de l’océan Pacifique. Dans les premiers livres consacrés à la géologie sous-marine, ceux de Francis Shepard (1948) et de Philip Kuenen (1950), et dans le livre de Henry W. Menard (1964) consacré à la géologie marine du Pacifique, la sédimentation pélagique est présentée, à la manière des travaux modernes, comme la résultante d’un grand nombre de processus physiques, chimiques et biologiques agissant sur un fond océanique au relief accidenté.

Floyd McCoy et Constance Sancetta (1985) ont fait la synthèse de la répartition des sédiments actuels dans l’océan Pacifique nord. Ils ont un peu modifié la classification de Murray et Renard (1891) en distinguant, d’une part, la composition des particules du sédiment, biogénique ou non, d’autre part, la taille des particules d’après l’échelle de Wentworth (1922). La distribution des trois types principaux de sédiments marins – argiles terrigènes et pélagiques, boues calcaires (ooze and marl ) et boues bio-siliceuses (ooze and mud ) – est fonction d’abord de la productivité planctonique, ensuite des effets chimiques de dissolution et de formation de minéraux authigènes, d’apports terrigènes des continents et des îles, de redistribution des sédiments par la gravité, les courants de fond ou les animaux fouisseurs, et enfin de l’activité benthique.

Les fonds océaniques du Pacifique nord sont en grande partie recouverts par les argiles, surtout par les argiles rouges, qui reflètent les vastes zones qui sont sous la profondeur de compensation de la calcite (calcite compensation depth , ou C.C.D.), où les microfossiles à test calcaire sont dissous en laissant un résidu d’argile (fig. 1). Le gros de ces argiles est d’origine détritique, transportés en suspension vers l’océan ou par les vents. La taille des particules et le taux de sédimentation varient beaucoup en fonction de la proximité des masses continentales ou des fossés et aussi des avancées d’icebergs. Une valeur typique pour le taux de sédimentation des argiles rouges en domaine pélagique est un millimètre par millier d’années.

Les sédiments calcaires sont, après les argiles, les sédiments pélagiques les plus abondants dans le Pacifique nord. L’origine du calcaire est la productivité planctonique des nannofossiles coccolithes (algues) et des microfossiles foraminifères (protozoaires) et ptéropodes (gastropodes), qui sécrètent soit de la calcite, soit de l’aragonite pour édifier leur test, mais aussi des coraux et des coquilles.

Pour que le carbonate des organismes soit préservé, il faut que le fond de l’océan soit au-dessus de la profondeur de compensation, typiquement à une profondeur de 4 à 5 kilomètres en plein océan et de 3 kilomètres au moins près des continents. Tous les reliefs ou les zones anormalement peu profondes sont donc recouverts de cette « neige » calcaire et la zone équatoriale à forte productivité montre une forte proportion de carbonate de calcium, CaC3. Les taux de sédimentation dans ces régions varient de plusieurs millimètres à quelques décimètres par millier d’années.

Les boues bio-siliceuses, composées surtout de microfossiles diatomées (algues) et radiolaires (protozoaires) et aussi de fragments d’éponges ou de silicoflagellés, ont une distribution qui reflète celle des masses d’eau superficielles. Les boues à diatomées sont abondantes sous les masses d’eau subpolaires. Les boues à radiolaires se déposent surtout sous la partie centrale de la masse d’eau équatoriale et les boues à radiolaires et diatomées se trouvent à l’aplomb des masses d’eau équatoriale et transitionnelle, à la limite entre les tourbillons subpolaire et subtropical. La dissolution de la silice est un phénomène général à toute profondeur dans l’océan, car l’eau de mer est sous-saturée par rapport à l’opale. Il faut donc que le taux d’accumulation excède celui de la dissolution pour obtenir des sédiments siliceux. Un taux de sédimentation typique pour les boues bio-siliceuses est de l’ordre de un centimètre par millier d’années.

La distribution des débris volcaniques et des composés néoformés (authigènes) mérite une mention spéciale. Les débris volcaniques sont concentrés à proximité des volcans actifs ou en éruption au Quaternaire et qui rejettent dans l’atmosphère cendres et tephra, d’où l’abondance de ces dépôts près des îles (Hawaii, Tonga, Japon) et près des arcs insulaires, y compris dans les bassins marginaux (Mariannes, mer des Philippines, Kamtchatka, Aléoutiennes...). On distingue deux types de composants authigènes: les zéolites et les dépôts polymétalliques. Les zéolites sont des aluminosilicates hydratés, principalement sous la forme phillipsite, qui résultent de l’altération du verre volcanique que l’on trouve près des zones volcaniques actives. Les nodules polymétalliques couvrent en général moins de 10 p. 100 du fond de l’océan, mais la concentration peut localement atteindre de 25 à 50 p. 100. Les régions les plus riches sont celles où les taux de sédimentation sont les plus faibles, en général les zones à argiles rouges ou à boue bio-siliceuse. Les croûtes riches en manganèse et souvent aussi enrichies en cobalt sont associées à des zones dépourvues de sédiments, balayées par des courants, par exemple sur les flancs de monts sous-marins. Les taux d’accumulation des nodules et des croûtes sont très variables, mais dépassent un millimètre par million d’années.

Sédiments anciens

La distribution des sédiments au Cénozoïque et au Mésozoïque peut être déduite de l’étude des carottages profonds mais, surtout, des forages du programme international de forages scientifiques (D.S.D.P., pour Deep Sea Drilling Project, I.P.O.D., pour International Phase of Ocean Drilling, et O.D.P., pour Ocean Drilling Program). Un certain nombre de caractéristiques de l’océan Pacifique contribuent à une histoire sédimentaire unique:

– au Mésozoïque et au Cénozoïque, tous les océans s’agrandissent, mais l’océan Pacifique, représenté par le superocéan Panthalassa au Mésozoïque inférieur, n’a cessé de rétrécir comme une peau de chagrin; malgré cela, le Pacifique est l’océan le moins influencé par les apports terrigènes, car il reste immense;

– toute la série de marges actives et de fossés qui le bordent piègent les apports continentaux et c’est sans doute dans les sédiments du Pacifique que sont archivés les témoins les plus fidèles des fluctuations océaniques du système géochimique Terre;

– cependant, à cause des zones de subduction qui bordent cet océan [cf. SUBDUCTION], une grande partie de ces archives sédimentaires ont disparu, avalées au niveau des fossés; bien que le Pacifique ait conservé la partie la plus ancienne des océans, il est difficile de reconstituer l’histoire de la Panthalassa au Mésozoïque inférieur;

– du point de vue de l’océanographie physique, on s’accorde à penser qu’il n’y a pas eu de bouleversement majeur dans la circulation générale de cet océan; en particulier, les grands tourbillons océaniques des hémisphères Nord et Sud fonctionnent probablement depuis 200 millions d’années;

– une asymétrie majeure existe dans la sédimentation du Pacifique, car tout l’ouest de cet océan a subi une histoire complexe liée à l’évolution du système d’arcs insulaires et de bassins marginaux qui séparent l’océan Pacifique de l’Australasie;

– toutefois, l’étude de la sédimentation doit tenir compte du déplacement de la plaque Pacifique d’au moins 3 500 kilomètres en latitude depuis le Crétacé ; ce mouvement ainsi que l’histoire complexe des dorsales qui ont engendré la croûte du Pacifique entraînent une stratigraphie sédimentaire modulée par la distance variable à l’équateur, par la profondeur variable de la croûte subsidente et par la proximité des sources volcaniques des arcs de l’ouest du Pacifique.

La sédimentation au Mésozoïque

Les sédiments d’âge jurassique (anté-135 Ma) du Pacifique nord-ouest sont les seuls témoins connus du « superocéan » du Mésozoïque inférieur. Il y a jusqu’à présent peu d’échantillons disponibles: ce sont des cherts, des porcelanites, des calcaires et des marnes qui reflètent un contexte d’océan ouvert similaire à la situation actuelle.

Les roches d’âge crétacé ont été forées dans le bassin de Nauru, les plateaux de Manihiki, Hess et Shatsky, les monts sous-marins de la province des îles de la Ligne et des îles Tuamotu, et dans le secteur des monts du Pacifique central (Mid-Pacific Mountains). Au Crétacé inférieur, les argiles, grès fins (siltstones ), marnes et calcaires marneux dominent. On trouve aussi des dépôts riches en matière organique et des sédiments siliceux. Au Crétacé supérieur, les calcaires pélagiques et les calcaires récifaux sont les plus abondants.

Pendant le Crétacé moyen, on a la preuve d’un volcanisme paroxysmal sans doute analogue au volcanisme des trapps de l’Inde, avec construction de volcans sous-marins, plateaux et bombements (rise ) [fig. 2]. Nombre de ces zones volcaniques ont dû constituer des îles à cette époque si l’on en juge par l’abondance des débris de plantes rencontrés dans les bassins adjacents. Cette zone volcanique anormale est restée peu profonde, malgré la subsidence, pendant tout le Crétacé et une grande partie du Tertiaire. Des plateaux comme ceux de Hess ou de Shatsky ont été formés dans l’hémisphère Sud et ont été recouverts d’une épaisse couverture de calcaires pélagiques, datés du Crétacé moyen et supérieur, lors de leur passage dans la zone de haute productivité équatoriale. Un grand nombre de guyots dans le groupe des îles de la Ligne, des îles Marshall et des monts du Pacifique central ont vu leurs récifs coralliens s’éteindre à la fin du Crétacé, peut-être à cause de la remontée très rapide du niveau des mers à cette époque.

La sédimentation au Tertiaire

Au début du Tertiaire, des boues carbonatées se déposent à des latitudes anormalement hautes dans les deux hémisphères du Pacifique en raison de la présence d’eaux assez chaudes jusqu’à environ 600 de latitude. La zone équatoriale est, à l’Éocène, assez mal définie et caractérisée par des taux de sédimentation peu élevés. Les sédiments calcaires ne se déposent qu’au-dessus de 2 500 mètres, mais on note à cette époque une zonation géographique très nette dans la dissolution des carbonates.

À la fin de l’Éocène (38 Ma), la profondeur de compensation des carbonates s’accroît brutalement pour atteindre 5 000 mètres à la fin de l’Oligocène (23 Ma). Les sédiments calcaires recouvrent de vastes zones du Pacifique et les taux de sédimentation augmentent. On estime que pendant l’Oligocène (de 23 à 38 Ma) de 60 à 80 p. 100 de tout le carbonate mondial se dépose dans le Pacifique. On associe cet événement à l’établissement de la circulation périantarctique, au début de la glaciation du continent antarctique et au changement dans la circulation profonde qui en résulte.

À l’Oligocène moyen (30 Ma), le golfe de l’Alaska, qui avait reçu pendant 20 millions d’années des sédiments terrigènes, voit cette source coupée. Au Miocène, l’effet du refroidissement global se fait sentir. Quinze millions d’années avant notre ère, le continent antarctique est recouvert de glace. Le développement d’une circulation profonde plus intense explique la fréquence des hiatus de sédimentation au Miocène moyen. La sédimentation siliceuse devient de plus en plus abondante à cause de la naissance de zones d’upwelling liées à l’évolution du climat. La fin du Tertiaire coïncide avec la fermeture de passages interocéaniques à basse latitude: la Téthys se ferme au Miocène inférieur (20 Ma), l’isthme de Panamá au Pliocène supérieur (3 Ma), ce qui établit définitivement le régime actuel de circulation nord-sud. La sédimentation du Pacifique montre depuis 15 millions d’années (Miocène moyen) un déficit de sédimentation carbonatée par rapport aux autres océans. Au Plio-Pléistocène (de 5 Ma à l’Actuel), la sédimentation de l’océan Pacifique est marquée par une augmentation de l’apport terrigène et volcanogène autour des marges, en raison de l’activité tectonique sur ces bordures, de l’accroissement de l’apport éolien, et de l’agrandissement des provinces situées à de hautes latitudes, qui reçoivent des dépôts glaciaires et des dépôts siliceux.

2. Les grandes structures du Pacifique

Les dorsales

Tout le secteur sud et sud-est de l’océan Pacifique est dominé par la présence de dorsales actives (fig. 3): dorsale Pacifique-Antarctique entre le point triple au sud de Macquarie et la microplaque Juan Fer andez à l’intersection avec la zone de fracture du Chili, dorsale du Pacifique est (fig. 4) entre cette même zone de fracture et l’entrée du golfe de Californie (zone de fracture Tamayo), dorsales Gorda, Juan de Fuca et Explorer en face de l’Oregon et de la Colombie britannique et enfin dorsale de Colón entre le point triple des Galápagos et la région à l’ouest de Panamá.

Les dorsales de l’océan Pacifique sont caractérisées par des taux d’accrétion rapides (de 5 à 10 cm par an) à ultrarapides (de 10 à 16 cm par an). Elles constituent de vastes bombements avec un relief de 2 000 à 3 000 mètres au-dessus des bassins adjacents et une largeur dépassant 2 000 kilomètres. Les dorsales du Pacifique ne montrent pas de vallées, ou rifts, dans les zones axiales, au contraire des dorsales des océans Indien et Atlantique, qui sont associées à une accrétion plus lente. L’axe de la dorsale du Pacifique est à 130 N., par exemple, est marqué par une ride linéaire de 200 à 300 mètres de relief, d’une dizaine de kilomètres de largeur, entaillée par un petit graben de 500 mètres de largeur et de 50 mètres de profondeur. La ride axiale, continue en première approximation, est en fait marquée par une gamme complète de discontinuités: failles transformantes stricto sensu, rides qui se propagent (propagators ), rifts en relais ou rides dédoublées (overlapping spreading centers , ou O.S.C.). Ces discontinuités ne sont peut-être pas spécifiques de l’océan Pacifique, mais c’est ici qu’elles sont le mieux développées. Dans cet océan, on observe un seuil maximal dans le taux d’accrétion au-delà duquel les relais d’extension ne peuvent plus se faire par des failles transformantes. En effet, la faille transformante Garrett à 130 S., qui permet un transfert d’accrétion à 14 centimètres par an, est la dernière faille transformante observée quand on se déplace vers le sud, à taux d’accrétion croissant, le long de la dorsale du Pacifique est. Au sud de la faille Garrett, le transfert d’accrétion à des taux qui dépassent 14 centimètres par an se fait soit par des rifts en relais, soit par des microplaques, microplaque Rapa Nui à l’ouest de l’île de Pâques et microplaque Juan Fernández entre 31030 et 350 S. (fig. 4).

L’axe de la dorsale du Pacifique est, comme d’autres dorsales, mais avec une amplitude moins grande, change de profondeur le long de l’axe avec une amplitude de l’ordre de 500 à 1 000 mètres. Les parties profondes sont situées au niveau des discontinuités axiales qui définissent une segmentation tectonique et également géochimique. On relie ces variations au fonctionnement des instabilités convectives qui se développent au droit des dorsales.

La structure superficielle de la dorsale du Pacifique est a été étudiée au moyen d’expériences de sismique réfraction et de sismique réflexion multitrace (cf. DORSALES OCÉANIQUES, fig. 6). À l’axe, on trouve une chambre magmatique relativement continue et étroite (2,8 km) dont le toit se situe entre 1,4 et 2,5 kilomètres environ sous le fond de l’océan. La croûte océanique superficielle (entre 0 et 500 m) dans la région axiale montre des vitesses de propagation des ondes sismiques anormalement basses (de 2 à 3 km/s) par rapport à la croûte plus ancienne (supérieures à 4 km/s). En dehors de l’axe, la croûte océanique montre des profils de vitesse identiques quel que soit l’âge. De plus, la croûte océanique montre une épaisseur uniforme dès sa création.

Une anomalie positive de gravité de faible amplitude (de 15 à 25 milligals) centrée sur le haut axial de la dorsale du Pacifique et bordée par des anomalies négatives plus petites est compatible avec la présence d’une zone étroite à faible vitesse sous l’axe, mais il n’y a pas unicité dans les modèles. À plus grande longueur d’onde, les modèles thermiques d’évolution de la lithosphère océanique expliquent bien les anomalies positives de gravité au-dessus des dorsales.

Dès les premières mesures du flux de chaleur dans les océans, en 1952, dans le secteur nord-est du Pacifique, les chercheurs de la Scripps Institution of Oceanography (Californie) ont découvert que le flux mesuré sur la dorsale était élevé et variable localement. On sait maintenant que ces variations du flux de chaleur sont dues à une circulation hydrothermale importante à l’axe des rides et dont on a observé les manifestations spectaculaires (oasis de vie, sources à basse et haute températures, fumeurs noirs) pour la première fois en 1977 sur la dorsale de Colón, à l’est des Galápagos, et en 1979 sur la dorsale du Pacifique est, à l’entrée du golfe de Californie, au cours du projet franco-américano-mexicain Rita. Ce type de circulation d’eau de mer dans la croûte océanique est nécessairement éphémère pour des raisons de bilan de chaleur, mais peut aboutir pendant les phases actives à des flux de plusieurs centaines de litres par heure dans des zones de décharge ponctuelles et des zones de recharge très diffuses.

Les zones de fracture

Les zones de fracture sont des bandes étroites linéaires dont la morphologie est plus accidentée que les zones adjacentes et qui souvent séparent des domaines de profondeur différente.

La première zone de fracture océanique est découverte en 1950 à l’ouest du cap Mendocino, en Californie du Nord, au cours de l’expédition Mid Pacific menée par la Scripps Institution of Oceanography et le Navy Electronics Laboratory. Dans les deux ans qui suivent, les quatre grandes zones de fracture (Mendocino, Murray, Clarion et Clipperton) situées dans le Pacifique nord-est entre 400 et 100 N. sont identifiées (fig. 3). C’est dans cette région (zone de fracture Murray) que les premiers profils magnétiques montrent des décalages des anomalies magnétiques coïncidant avec la position des zones de fracture (fig. 5 et tableau).

On sait maintenant que ces grandes zones de fracture représentent des failles transformantes fossiles, témoins du cisaillement entre la plaque Pacifique et la plaque Farallon qui a depuis lors largement disparu par subduction sous le continent nord-américain. Ces zones de fracture sont des témoins précieux, car elles permettent de reconstituer la cinématique de la plaque Pacifique malgré la disparition complète du flanc est de la dorsale qui séparait la plaque Pacifique de la plaque Farallon.

Sans prétendre être exhaustif, les zones de fracture principales de l’océan Pacifique sont, du nord au sud: la zone de fracture Chinook à 420 N. et 1800, que l’on suit jusqu’au sud des îles de la Reine-Charlotte, la zone de fracture Mendocino, entre la ride nord-ouest d’Hawaii et le cap Mendocino, la zone de fracture Pioneer, à 300 kilomètres au sud de Mendocino, la zone de fracture Murray, entre la ride d’Hawaii et la pointe Conceptión, la zone de fracture Molokai, entre l’île hawaiienne du même nom et l’île Cedros, en Basse-Californie, la zone de fracture Clarion entre l’extrémité nord de la ride de la Ligne (130 N. 1660 O.) et l’île mexicaine de Clarion, dans l’archipel des îles Revillagigedos, la zone de fracture Clipperton, entre le fossé de Nova Canton, à l’est des îles Gilbert (maintenant Kiribati) et Ellice (maintenant Tuvalu), le fossé Nova, du nord-est des îles Phoenix à l’îlot français de Clipperton, la zone de fracture Galápagos, entre les îles de la Ligne à 50 S. 1500 O. et l’Équateur à 1250 O., la zone de fracture des Marquises, entre l’archipel de la Société, le sud des îles Marquises et 80 S. 1250 O., la zone de fracture des Australes, entre l’île Tubuaï de l’archipel des Australes et Mururoa (Tuamotu).

À l’axe de la dorsale, les failles transformantes (et donc actives) principales sont, du nord au sud: la faille transformante Sovanco, entre les dorsales Explorer et Juan de Fuca, la faille transformante Blanco, entre les dorsales Juan de Fuca et Gorda, les failles transformantes baptisées de la série des peintres mexicains de grandes fresques murales Tamayo, Rivera, Orozco, O’Gorman, Siqueiros, à l’axe de la dorsale du Pacifique est, entre 230 et 80 N., les failles transformantes Quebrada et Gofar, vers 40 S., Wilkes vers 70 S., et enfin Garrett, à 130 S., qui représente l’ultime faille transformante associée à une accrétion ultrarapide (fig. 4). Plus au sud, à l’axe de la dorsale Pacifique-Antarctique, on trouve la série des grandes failles transformantes baptisées du nom des géologues marins-cartographes Menard, à 500 S., Heezen et Tharp (faille transformante Eltanin), vers 540 S., et Udintsev, vers 570 S.

Ces zones de fracture peuvent se suivre sur des distances considérables. Ainsi la zone de fracture Clipperton s’étend de l’axe de la dorsale du Pacifique est vers 100 N. 1050 O. jusqu’à 30 S. 1800, soit sur une distance de plus de 8 000 kilomètres. Une des propriétés remarquables des zones de fracture, aux conséquences fondamentales, a été découverte deux fois par hasard. Au cours de l’expédition Capricorne en 1952-1953, les deux navires de recherche de la Scripps Institution of Oceanography devaient effectuer la route San Diego - îles Marshall par la voie la plus courte. L’U.S. Hydrographic Office fournit des canevas de navigation en projection gnomonique où les grands cercles sur la Terre sont des droites sur la carte. En reportant les données bathymétriques du Pacifique nord-est, les scientifiques de la Scripps Institution of Oceanography découvrirent que la zone de fracture Murray suivait presque parfaitement un grand cercle (une droite sur la carte) entre San Diego et les îles Marshall! C’est sur cette projection gnomonique que Henry W. Menard, géologue marin à la Scripps, présenta en 1967 les zones de fracture qu’il avait cartographiées. Jason W. Morgan, qui examina cette carte en 1968, ne fut pas convaincu, car il pensait déceler une légère courbure. Il eut l’idée de tester si les zones de fracture ne suivaient pas plutôt des petits cercles et il découvrit qu’en effet les zones de fracture du Pacifique nord-est suivaient une famille de petits cercles concentriques, ce qui pouvait s’expliquer facilement si on considérait que les zones de fracture étaient parallèles au mouvement relatif entre deux blocs rigides. La tectonique des plaques était née!

Les zones de fracture du Pacifique à grand décalage horizontal séparent des domaines de croûte océanique d’âge différent, donc des domaines de lithosphère de structure thermique différente. Des anomalies de géoïde (ou des anomalies de gravité) importantes, de l’ordre de 2 mètres pour 10 millions d’années de contraste d’âge, sont associées aux zones de fracture. Ces anomalies s’atténuent avec l’âge pour disparaître pour des âges d’environ 100 millions d’années. Cela explique bien la répartition des anomalies de géoïde (ou de gravité) dans tout le secteur nord-est du Pacifique entre l’Amérique du Nord et la ride d’Hawaii. On peut ainsi utiliser les anomalies de géoïde ou de gravité associées aux zones de fracture pour tester les modèles d’évolution de la lithosphère.

Les volcans sous-marins, les rides volcaniques et les plateaux

Le volcanisme océanique peut prendre plusieurs formes: volcanisme à l’axe des dorsales, volcans des arcs insulaires, volcanisme des bassins océaniques aboutissant souvent à la formation d’îles et volcanisme abyssal formant l’équivalent de trapps (fig. 2). Ce dernier type de volcanisme a été découvert au cours des forages océaniques du Deep Sea Drilling Project dans le Pacifique nord-ouest. Les épanchements abyssaux sont des coulées et des sills mis en place au Crétacé et forés sur plus de 500 mètres dans le bassin de Nauru. Autour de nombreux archipels du Pacifique ouest, les collines abyssales typiques de la croûte océanique sont apparemment noyées sous une masse de matériel volcanique dont l’épaisseur est de 1 kilomètre au moins, mais qui peut atteindre jusqu’à 5,5 kilomètres. Le volume correspondant à ce type d’épanchement dans le Pacifique ouest a été estimé à 20 millions de kilomètres cubes, soit le double du volume de tous les basaltes continentaux. Les épanchements de ces trapps abyssaux se sont mis en place entre 75 et 130 millions d’années, un intervalle très court pour une masse si importante. Cette crise volcanique, qui a affecté au Crétacé toute la région des monts du Pacifique central, des îles Magellan, Carolines et Marshall, est la plus importante jamais enregistrée au cours des temps géologiques (fig. 6). La subduction aux marges nord-est du Pacifique a pu faire disparaître les témoins de crises analogues.

Le volcanisme des bassins océaniques est parfois suffisamment important pour aboutir à l’émergence d’îles volcaniques qui peuvent, dans le cas de Mauna Kea (Hawaii) par exemple, atteindre une hauteur totale de 9 000 mètres (plus grande que l’Everest) au-dessus des fonds océaniques adjacents. Si l’on extrapole le nombre de volcans comptés dans les parties jeunes du Pacifique à l’océan mondial, on aboutit à 300 000 volcans océaniques dépassant 500 mètres, mais seulement 6 000 dépassant 2 000 mètres (fig. 7). En volume, l’ensemble des volcans sous-marins représente 10 millions de kilomètres cubes, soit un taux annuel moyen de décharge volcanique de 110 kilomètres cubes, à comparer aux 5 à 6 kilomètres cubes de laves et filons qui sont produits à l’axe des dorsales océaniques et au kilomètre cube émis par tous les volcans actifs des arcs insulaires.

Certains îles et volcans sous-marins s’organisent en alignements réguliers avec une progression d’âge remarquable (fig. 8a). Ainsi, dans l’archipel d’Hawaii, on trouve du nord au sud des atolls, des volcans éteints et des volcans actifs. On explique facilement cette distribution si l’on admet que la plaque Pacifique se déplace rapidement au-dessus d’un point chaud unique situé actuellement sous le volcan actif. Toutes ces chaînes volcaniques linéaires s’organisent sur des portions de petits cercles concentriques qui traduisent le mouvement relatif d’une plaque (Pacifique par exemple) par rapport à un ensemble rigide de points chauds dans le manteau, c’est-à-dire le mouvement d’une plaque par rapport au manteau fixe.

Depuis 42 millions d’années, âge des volcans les plus jeunes de la chaîne de l’Empereur qui prolonge la ride d’Hawaii, la plaque Pacifique s’est déplacée au-dessus d’un ensemble de points chauds pour créer la ride d’Hawaii (point chaud sous Loihi), des alignements dans le golfe d’Alaska (Pratt-Welker et Cobb-Eickelberg), la chaîne des îles Carolines (point chaud à l’est de Kusaie), la chaîne des îles Australes-Cook (point chaud sous le volcan sous-marin actif Macdonald), la chaîne de la Société (point chaud dans la région de l’île de Mehetia et du volcan sous-marin actif Teahitia). Les vitesses de déplacement de la plaque Pacifique au-dessus des points chauds sont de l’ordre de 6 à 10 centimètres par an (8,6 cm/an dans le cas de la ride d’Hawaii). Notons toutefois quelques complications: des volcans jeunes existent aux deux extrémités de la chaîne des Samoa, dans la chaîne des Cook; les îles Rurutu, Rarotonga et Altutaki sont aussi jeunes que le volcan Macdonald, et il faut peut-être dans ce cas envisager plusieurs points chauds rapprochés. Notons enfin que certains alignements ne fournissent qu’un témoin fugace du passage de la plaque au-dessus du point chaud (dans l’archipel des Marquises et de la Société, les âges les plus anciens ne sont que de 4,5 à 5 Ma), et que l’âge le plus ancien déterminé pour la ride d’Hawaii au nord de Midway n’est que de 28 millions d’années, ce qui nécessite d’extrapoler entre 28 et 42 millions d’années (fig. 8b). Entre 42 et 100 millions d’années, le mouvement de la plaque Pacifique au-dessus du point chaud du manteau peut se déduire des traces correspondant à la chaîne volcanique de l’Empereur, précurseur de la ride d’Hawaii, des îles et des volcans de la Ligne, de la ride Louisville dans le Pacifique sud et peut-être de la chaîne des volcans sous-marins appelée chaîne des Musiciens. Les vitesses de déplacement varient de 6,5 à 8,5 centimètres par an.

Dans la période comprise entre 100 et 150 millions d’années, il y a peu de témoins du mouvement de la lithosphère par rapport au manteau, mais les monts du Pacifique central sont plus jeunes à l’est (Guyot Horizon) qu’à l’ouest (Guyot Darwin). Les vitesses à cette époque auraient été plus lentes et auraient pu former les plateaux océaniques comme Ontong Java, Manihiki, Hess et Shatsky, dont l’origine n’est pas comprise (fig. 2). En résumé, la plaque Pacifique se déplace lentement vers l’ouest entre 100 et 150 millions d’années, puis plus rapidement vers le nord-nord-ouest entre 100 et 42 millions d’années et encore plus rapidement vers le nord-ouest depuis 42 millions d’années. L’histoire de ces déplacements depuis le Crétacé supérieur est compatible avec l’aimantation rémanente de nombreux volcans sous-marins qui ont conduit Victor Vacquier, de la Scripps Institution of Oceanography, à proposer, dès 1962, malgré une incrédulité générale, un mouvement de la plaque Pacifique de 300 vers le nord.

Les plateaux océaniques que l’on a évoqués plus haut (Shatsky, Ontong Java, Manihiki...) ne sont peut-être pas créés par un volcanisme anormal au-dessus d’un point chaud. Tous les plateaux océaniques sont des régions anormalement élevées, couvertes d’une épaisse couche de sédiments et caractérisées par une croûte anormalement épaisse. Certains plateaux comme Shatsky et Ontong Java ont une couche épaisse à la base de la croûte avec des vitesses d’onde de compression comprises entre 7,2 et 7,8 kilomètres par seconde, c’est-à-dire intermédiaires entre les vitesses typiques de la couche 3 (ou couche océanique) de la croûte océanique et du manteau supérieur. Ces plateaux sont anciens (plus de 80 Ma) et surmontent un manteau où les vitesses sismiques sont normales. Les forages, au travers de l’épaisse couverture de sédiments (1 km) sur les plateaux de Magellan, d’Ontong Java et de Manihiki, démontrent que les plateaux ont été créés au niveau de la mer et ont depuis lors subsidé comme la croûte océanique adjacente, qui est par ailleurs du même âge. Nombre de ces plateaux ont clairement été créés à l’axe d’une dorsale, parfois dans des zones de jonction entre dorsales (Shatsky, Magellan et peut-être Manihiki et Hess), car ils présentent des coudes (bights ) dans la répartition des anomalies magnétiques. Si certains plateaux (plateau de Lord Howe en mer de Tasman) sont clairement d’origine continentale, d’autres plateaux océaniques ont pu être créés à l’axe de dorsales dans des contextes structuraux complexes (microplaque, point triple), à la faveur de réorganisations ou modifications dans la cinématique des plaques. Leur abondance (et celle des trapps « abyssaux ») dans l’océan Pacifique s’expliquerait, selon Seiya Uyeda, par le fait que la plaque Pacifique n’avait pas de frontière en subduction jusqu’à environ 80 millions d’années, ce qui aurait permis à cette plaque de rester relativement immobile au-dessus du manteau et de produire un excès de volcanisme dans les zones d’accrétion.

La structure des rides volcaniques et des bombements topographiques intraplaques (mid-plate swell ), qui sont souvent parsemés de volcans (par exemple, le superbombement du Pacifique sud dans la région des îles Ducie, Henderson, Pitcairn, Oeno et des archipels de la Polynésie française), a été étudiée par les principales méthodes géophysiques (sismique-réfraction, gravimétrie, magnétisme). L’anomalie de gravité résiduelle (après correction des structures crustales), négative au-dessus de la ride d’Hawaii, est trois fois plus forte qu’au-dessus de la chaîne de l’Empereur, ce qui s’accorde bien avec un modèle de réchauffement (et amincissement) de la lithosphère entraînant un bombement de la surface de la croûte au droit de la ride d’Hawaii. On a également utilisé les anomalies de gravité associées aux charges ponctuelles que représentent les volcans sous-marins pour distinguer les volcans parfaitement compensés formés dans les zones d’accrétion (monts du Pacifique central) et les volcans non compensés créés en contexte intraplaque (Hawaii).

Les zones de subduction

Les zones de subduction constituent un des traits dominants du Pacifique qui, contrairement aux autres océans, est entouré d’une « ceinture de feu ». On a même baptisé marges du type Pacifique (ou marges actives), les bordures actives du Pacifique qui reflètent le fait que cet océan est en train de se rétrécir, au taux de 0,5 kilomètre carré par an, par subduction de sa lithosphère sur ses marges, par opposition aux marges continentales du type Atlantique (ou marges passives), caractéristiques d’un océan qui s’agrandit. Les zones sismiques et volcaniques les plus actives au monde sont situées dans la région appelée « ceinture-orogénique circum-pacifique ». La ceinture, soulignée par les séismes intermédiaires et profonds, inclut les Aléoutiennes, les Kouriles, l’archipel du Japon, les îles Izu-Bonin, les Mariannes, les Ry k , l’archipel des Philippines, la Nouvelle-Guinée, les îles Salomon, Nouvelles-Hébrides, Tonga, Kermadec jusqu’à la Nouvelle-Zélande. De l’autre côté du Pacifique, la zone de séismes intermédiaires et profonds reprend sous l’Amérique centrale et la cordillère des Andes. La « ceinture » est donc interrompue entre la Nouvelle-Zélande et l’Antarctique et également sur la bordure ouest de l’Amérique du Nord. On peut bien sûr trouver une explication cinématique simple de ces anomalies: la ceinture de feu étant directement associée à la subduction, les interruptions de la ceinture doivent correspondre à des régions sans subduction. Le phénomène de subduction, ou plongement de la lithosphère dans le manteau (asthénosphère), est toujours associé à une fosse (ou fossé) et, dans le domaine situé au-dessus du plan de subduction, soit à une chaîne de type andin, soit à un arc insulaire avec un bassin arrière-arc associé (cf. LITHOSPHÈRE, SUBDUCTION).

Le front de la subduction correspond à la fosse océanique et à la base de l’arc insulaire ou du continent sous lequel s’enfonce la lithosphère. Trois processus principaux ont été mis en évidence: l’accrétion dans un prisme du sédiment de la plaque océanique plongeante, l’érosion tectonique de la partie frontale de l’arc, la subduction des sédiments. Ainsi les marges du Mexique, des Aléoutiennes et de Nankai possèdent des prismes d’accrétion, tandis que les marges du Japon, des Mariannes, du Pérou et du Guatemala montrent la subduction des sédiments et une érosion tectonique. Sur la marge du Mexique, le prisme d’accrétion est marqué par de nombreux réflecteurs pentés (vers le continent) qui correspondent à des charriages. Par opposition, dans la fosse du Guatemala, tous les sédiments postéocènes ont été subductés. Dans certaines marges comme celles du Japon ou des Mariannes, les forages ont permis de démontrer l’existence d’une subsidence importante, jusqu’à 6 kilomètres dans la région proche de l’axe de la fosse du Japon. Depuis 5 à 3 millions d’années, les mouvements verticaux affectant la base de la marge du Japon se sont inversés et il y a soulèvement. De grandes variations latérales de structures caractérisent les zones au front de la subduction. Elles s’expliquent par des variations dans le couplage entre les plaques inférieures et supérieures, qui lui-même dépend de la pression des fluides interstitiels dans la zone de subduction.

À l’arrière des fossés se situe d’abord un arc volcanique, souvent émergé, qui forme une chaîne d’îles, puis un bassin marginal ou bassin arrière-arc souvent actif. Passons en revue les principales caractéristiques géophysiques de la trilogie de la subduction: fosse, arc volcanique, bassin arrière-arc. Les mesures de gravité montrent des anomalies à l’air libre négatives au-dessus des fosses, mais légèrement décalées en direction de l’arc et non centrées sur les fosses elles-mêmes. L’anomalie négative n’est donc pas entièrement due à l’épaisseur importante de la colonne d’eau dans les fosses. Si l’on corrige l’anomalie de l’effet de la bathymétrie, il reste une anomalie négative qui traduit le déséquilibre isostatique. Cela s’explique par le fait que la croûte est maintenue déprimée par le plongement de la lithosphère.

Une seconde caractéristique des zones de subduction est la sismicité et surtout les séismes profonds qui se placent sur des plans inclinés de la fosse vers l’arc ou le continent, les zones de Wadati-Benioff, qui descendent jusqu’à 600 -700 kilomètres en arrière des fosses. Par exemple, la lithosphère plongeante atteint 600 kilomètres dans la région des Tonga, Mariannes, Honsh du Nord et Kouriles. Sous le Chili, les Philippines, les Nouvelles-Hébrides et la Nouvelle-Zélande, il y a aussi des séismes à plus de 600 kilomètres, mais la lithosphère plongeante apparaît discontinue. Par opposition, la lithosphère n’atteint pas 300 kilomètres sous l’Amérique centrale, les Ry k et les Aléoutiennes. Les séismes superficiels sont dus à l’interaction entre les deux plaques en présence dans la subduction, à la différence des séismes profonds, qui sont strictement intraplaques. Les mécanismes au foyer en arrière des fosses indiquent toujours des chevauchements. C’est ainsi que l’on différencie la fosse active au nord-est de Luzon, associée à des séismes superficiels en chevauchement, de la fosse inactive de Manille à l’ouest de l’archipel des Philippines, où l’on n’a pas d’exemple de chevauchement.

La structure thermique des zones de subduction peut être déduite de la distribution du flux de chaleur mesuré en surface. Sur la plaque océanique (Pacifique par exemple) avant la fosse, le flux de chaleur est en général peu élevé tandis qu’en arrière de la fosse et, plus précisément, du front volcanique, le flux de chaleur est élevé, y compris dans les bassins arrière-arc ou mers marginales, comme la mer d’Okhotsk, le fossé d’Okinawa ou le bassin nord-fidjien. Il y a néanmoins des exceptions à cette régularité. Par exemple, dans l’arc du sud-ouest de Honsh , le flux de chaleur est élevé dans le bassin de Shikoku du côté océanique de l’arc. On note plusieurs anomalies dans cet arc: il ne possède ni volcans actifs, ni séismes profonds, et il occupe une position structurale tout à fait particulière, à la convergence des plans de Wadati-Benioff de la fosse du Japon et de la fosse des Bonin. La distribution du flux de chaleur suggère qu’une grande quantité de chaleur peut être engendrée par un mécanisme de friction à la surface de la lithosphère plongeante et que l’activité des bassins arrière-arcs ou même l’ouverture des bassins ou mers marginales sont directement liées à cette production de chaleur par subduction. La mer du Japon et le bassin arrière-arc des Mariannes auraient été formés par ce mécanisme d’apport de matière, ouverture et migration vers l’océan de l’arc volcanique. Un second mécanisme a été proposé: le piégeage des mers marginales par création intra-océanique d’une nouvelle zone de subduction. Le bassin Ouest-Philippines et la mer de Béring constituent des exemples possibles, mais il n’y a pas eu de vérification rigoureuse de cette hypothèse, car il faudrait déchiffrer précisément l’âge de la croûte dans ces mers ou bassins.

3. Géodynamique: histoire plaquiste de l’océan Pacifique

Mouvement instantané

C’est le Pacifique qui servit au premier test publié de la théorie de la tectonique des plaques. Dan McKenzie et Robert L. Parker montrèrent en 1967 que tous les mécanismes à la source des séismes sur le pourtour de la partie nord du Pacifique possédaient une propriété remarquable: la direction de la projection horizontale du vecteur indiquant le mouvement sur le plan de la faille responsable du séisme varie d’une façon systématique à la limite entre le Pacifique et l’ensemble continent nord-américain-Aléoutiennes-Kamtchatka-Kouriles-Japon. Sur un total de quatre-vingts séismes superficiels survenus dans la période de 1957 à 1967, environ 80 p. 100 avaient des vecteurs mouvement à 200 de la direction prédite par un modèle d’interaction entre deux ensembles rigides à la surface d’une sphère. L’azimut de la faille de San Andreas entre Parkfield et San Francisco et le vecteur mouvement moyen de toutes les répliques dans la région de l’île Kodiak consécutives au grand tremblement de terre de l’Alaska de 1964 (magnitude 8,4-8,5 sur l’échelle de Richter) permirent, par construction graphique simple, de déterminer un pôle de rotation eulérien à 500 N. 850 O. pour le mouvement relatif Pacifique-Amérique du Nord. En 1978, un meilleur ajustement de toutes les données sur le globe a permis de déterminer un pôle proche de 490 N. 740 O., ce qui démontre la justesse de la première analyse (fig. 9).

Interaction Pacifique-Amérique du Nord

Les failles de San Andreas, des îles de la Reine-Charlotte et de Fairweather forment un système transformant entre la dorsale du Pacifique est et la fosse des Aléoutiennes correspondant à un coulissage dextre. À partir de l’Alaska et le long de l’arc des Aléoutiennes, la plaque Pacifique plonge sous les îles et le continent nord-américain avec un angle faible de l’ordre de 70. Le changement de direction de l’arc des Aléoutiennes dans sa partie occidentale induit un cisaillement dextre. Le changement de direction brutal entre l’arc des Aléoutiennes et la fosse des Kouriles au droit du Kamtchatka signifie le retour à un régime de chevauchement dans le secteur situé entre le Kamtchatka et l’île de Honsh au Japon.

Le contact direct Pacifique-Amérique du Nord et Eurasie est interrompu à l’est par l’existence de la plaque Cocos (ou même de la plaque Rivera), au sud du golfe de Californie et à l’ouest par la présence de la plaque Philippines. Cette frontière est également compliquée, au droit du nord de la Californie, de l’Oregon, de l’État de Washington et de la Colombie britannique, par l’existence de la petite plaque Juan de Fuca entre la faille de Mendocino et la faille

de la Reine-Charlotte. Cette plaque s’enfonce sous l’Amérique du Nord à une vitesse de l’ordre de 3 à 4 centimètres par an (de 30 à 40 km par million d’années) et s’écarte de la mégaplaque Pacifique de 2 (ride de Gorda au sud) à 5,8 centimètres par an (ride de Juan de Fuca au nord).

La vitesse du mouvement relatif entre la plaque Pacifique et l’Amérique du Nord est curieusement très mal contrainte puisqu’on ne peut utiliser que le taux (incertain) de cisaillement sur la faille de San Andreas ou les taux d’ouverture dans les petits bassins du golfe de Californie.

Interaction Pacifique-Cocos et Cocos-Amérique du Nord et Caraïbes

Au sud de la faille transformante Rivera, la dorsale du Pacifique est sépare la plaque Pacifique de la plaque Cocos jusqu’au point triple des Galápagos vers 20 N. Dans ce segment, la dorsale du Pacifique est a un taux d’accrétion rapide (9 cm/an) à ultrarapide (13,5 cm/an) et est décalée par de nombreuses failles transformantes: Orozco, Clipperton, Siqueiros. Un très grand nombre de recherches françaises menées à l’axe de la dorsale du Pacifique est à 130 N., commencées lors de l’expédition Searise de 1980 à bord du navire océanographique Jean-Charcot et poursuivies par de nombreuses campagnes de plongées avec les submersibles Cyana et Nautile , ont permis de cartographier de nombreux champs hydrothermaux actifs. Cette région a vu une réorganisation majeure de frontières de plaques depuis 12 millions d’années, et la dorsale du Pacifique est fonctionne avec sa géométrie actuelle depuis 3,5 millions d’années seulement, puisque jusqu’à cette époque la dorsale des Mathématiciens a fonctionné.

La subduction de la plaque Cocos sous l’Amérique centrale avec un taux de l’ordre de 7,5 centimètres par an est fortement couplée à l’accrétion océanique le long de la dorsale du Pacifique est. On a émis l’hypothèse que la plaque Cocos a subi une rotation importante en réponse à l’âge très différent de la croûte subductée au niveau du fossé d’Amérique centrale quand on se déplace entre le point le plus au nord (au large de l’État de Jalisco, au Mexique) et le plus au sud (au large du Costa Rica). La fosse d’Amérique centrale, avec une profondeur maximale de 6 662 mètres au large du Guatemala, est la moins profonde des fosses du Pacifique. Au nord, la subduction se termine au niveau d’un point triple, soit proche de la faille transformante Rivera, soit dans la région de la faille transformante Tamayo, si l’on accepte que la fosse d’Amérique centrale se poursuit par la fosse de Tres Marías. Au sud, la subduction se termine à l’intersection de la fosse avec la faille transformante nord-sud de Panamá au niveau d’un second point triple. La fosse d’Amérique centrale est segmentée par la présence de rides asismiques: ride de Tehuantepec vers 150 N. et ride Cocos vers 80 N. On sait maintenant que la ride de Tehuantepec est une zone de fracture fossile séparant une croûte plus jeune au nord qu’au sud, mais qu’il n’y a pas de connexion véritable entre la ride de Tehuantepec et la faille transformante de Clipperton. La ride Cocos a été créée à partir de 15 millions d’années par le « point chaud » qui continue à construire l’archipel des îles Galápagos. Citons, pour finir, les programmes de forages dans cette région qui ont permis de préciser les modalités de la subduction. Par exemple, dans la fosse d’Amérique centrale, au large du Guatemala, la totalité des sédiments accompagne la croûte océanique de la plaque Cocos dans la subduction sans former de prisme d’accrétion et la marge de l’Amérique centrale subit une subsidence [cf. FOSSES OCÉANIQUES].

Interaction Pacifique-Nazca

La dorsale du Pacifique est qui constitue la frontière d’accrétion entre les plaques Pacifique et Nazca s’étend sur environ 4 000 kilomètres entre le point triple des Galápagos à 20 N. et le point triple à 350 S. Ces deux limites sont caractérisées par l’existence de microplaques: Galápagos au nord et Juan Fernández au sud. Une troisième microplaque interrompt la continuité de la dorsale du Pacifique est entre 220 et 260 S. Cette microplaque de Pâques (ou Rapa Nui) est l’objet de recherches très actives, car les microplaques sont une des catégories de discontinuités axiales dans les processus d’accrétion [cf. DORSALES OCÉANIQUES]. De nombreuses microplaques fossiles ont été découvertes à l’intérieur de la plaque Pacifique. Le mécanisme de création des microplaques peut expliquer les transferts de zone d’accrétion qui sont représentés par les « sauts » (apparents) de dorsale caractéristiques de l’évolution de la plaque Pacifique.

Le taux d’accrétion de la dorsale du Pacifique est entre les microplaques Rapa Nui et Juan Fernández est d’environ 17 centimètres par an (fig. 4), soit 170 kilomètres par million d’années; il s’agit du taux maximal observé aujourd’hui à la surface du globe. On a suggéré qu’à partir de 16 -16,5 centimètres par an le transfert d’accrétion ne peut plus se faire par une faille transformante au sens de John Tuzo Wilson (1965), mais se fait soit par de petites discontinuités du type rides dédoublées ou rift en relais, soit par des microplaques. La faille transformante de Garrett à 130 S., qui décale l’axe de la dorsale du Pacifique est de 110 kilomètres et où le taux de cisaillement est à peu près de 16 -16,5 centimètres par an, est la dernière (et plus rapide) faille transformante observée. Plus au nord, la dorsale du Pacifique est est décalée par les failles transformantes de Wilkes à 90 S., Gofar à 4,50 S. et Quebrada à 3,80 S., ces deux dernières tirant leur nom d’expéditions du Naval Oceanographic Office et de la Scripps Institution of Oceanography.

La dorsale du Pacifique est montre une accrétion asymétrique au sud de 170 S. avec un taux plus fort à l’est (9 cm/an) qu’à l’ouest (7 cm/an) pendant les 2,4 derniers millions d’années. La dorsale, telle qu’on la connaît actuellement, résulte d’un saut (apparent) de dorsale entre 8,2 et 5,7 millions d’années qui a abandonné la dorsale (fossile) des Galápagos, située de 600 à 850 kilomètres à l’est de la dorsale du Pacifique est. Ces instabilités peuvent être dues à l’extrême rapidité de l’accrétion, qui crée un vaste domaine de lithosphère mince à l’axe de la dorsale.

Interaction Nazca-Cocos, Amérique du Sud et Antarctique

La dorsale de Colón (ou Galápagos Spreading Center) sépare les plaques Cocos et Nazca entre le point triple des Galápagos à 20 N., 1020 O. et le point triple à la jonction avec la plaque Caraïbes à l’intersection de la faille transformante de Panamá et de la fosse d’Amérique centrale vers 80 N. 830 O. Le taux d’accrétion varie entre 4,9 centimètres par an à la terminaison ouest de la dorsale de Colón et 7,1 centimètres par an sur le rift du Costa Rica, qui constitue le segment de dorsale le plus oriental du système. Le point chaud des Galápagos a joué un rôle primordial dans l’évolution de la dorsale de Colón qui est née il y a 25 millions d’années par fragmentation de la plaque de Farallon. Ce point chaud actif depuis 15 millions d’années est apparemment responsable de la propagation des segments de la dorsale de Colón qui s’éloignent de l’archipel des Galápagos vers l’ouest et vers l’est. La jonction de la dorsale de Colón et des deux branches de la dorsale du Pacifique est a créé la limite du triangle de croûte océanique Cocos-Nazca. La stabilité du point triple des trois dorsales exige que la dorsale de Colón se propage (ou s’allonge) vers l’ouest à la vitesse de 6,8 centimètres par an, soit 68 kilomètres par million d’années. Le dernier épisode de propagation a permis l’ouverture d’une vallée importante analogue à une mégafente: le fossé de Hess, où la profondeur atteint 5 454 mètres. En 1988, une expédition avec le submersible français Nautile a permis l’échantillonnage de roches profondes de la croûte océanique et du manteau sur le flanc du fossé.

À l’est, la plaque Nazca s’enfonce sous l’Amérique du Sud à une vitesse de 9 à 11 centimètres par an selon une direction à peu près normale à la fosse du Pérou-Chili. Cette fosse est continue sur plus de 45 degrés de latitude, mais relativement peu profonde, avec un maximum de 8 000 mètres à la latitude du désert d’Atacama au nord du Chili. C’est aussi dans cette région, entre 17 et 280 S., que la fosse est pratiquement dénuée de tout sédiment alors que toute la partie de la fosse située au large du sud du Chili (de 33 à 440 S.) montre un maximum de remplissage sédimentaire (turbidites) qui atteint deux kilomètres. Cette frontière de plaques représente l’archétype de marge active résultant de l’interaction océan-continent. Les sommets de la cordillère des Andes qui culminent entre 6 500 et 7 000 mètres d’altitude ne sont qu’à quelques centaines de kilomètres à l’est de la fosse du Pérou-Chili, ce qui correspond à l’un des gradients topographiques les plus forts au monde.

La subduction de la plaque Nazca s’accompagne de volcanisme à terre, d’activité sismique sur des plans de Wadati-Benioff jusqu’à 600 kilomètres de profondeur et de soulèvement de pans de croûte continentale. La fosse du Pérou-Chili est segmentée par des rides volcaniques perpendiculaires: la ride Carnegie à l’équateur produite par le point chaud des Galápagos, la ride Nazca vers 150 S., homologue de l’alignement des Tuamotu, et enfin la ride de Juan Fernández vers 340 S. On note que la segmentation de la fosse est accompagnée par une segmentation dans l’activité volcanique de la cordillère des Andes avec de vastes domaines dépourvus de volcanisme actif en aval de la partie de la fosse balayée par chaque ride asismique de la plaque Nazca.

La fosse du Pérou-Chili se termine à 46,40 S. près de la péninsule de Taitao, à sa jonction avec le segment le plus oriental de la dorsale du Chili. C’est un exemple remarquable de la subduction d’une dorsale qui produit de la croûte océanique au taux de 5,6 centimètres par an, mais qui est « absorbée » au taux de 9 centimètres par an par la convergence Nazca-Amérique du Sud « en avant » (c’est-à-dire au nord) du point triple et au taux de 2 centimètres par an par la convergence Antarctique-Amérique du Sud « en arrière » (c’est-à-dire au sud) du point triple.

La frontière entre les plaques Nazca et Antarctique se situe au niveau de la dorsale du Chili qui connecte le point triple de la péninsule de Taitao à la microplaque Juan Fernández, cette dernière marquant la jonction triple Pacifique-Nazca-Antarctique. La dorsale du Chili est constituée de segments en accrétion nord-nord-ouest connectés par des portions de failles transformantes de direction est-nord-est. La partie ouest de la frontière s’apparente à une grande faille transformante appelée zone de fracture du Chili. La vitesse d’écartement entre les deux plaques Nazca et Antarctique est d’environ 6 centimètres par an. À la jonction de la zone de fracture du Chili et de la plaque Pacifique, on a identifié la microplaque Juan Fernández, qui existe depuis environ 2 millions d’années.

Interaction Pacifique-Antarctique

Au sud de la microplaque Juan Fernández, la dorsale du Pacifique est prend le nom de dorsale Pacifique-Antarctique jusqu’au point triple de Macquarie vers 600 S. 1600 E. Cette dorsale est une des clés de voûte du modèle global de la cinématique des plaques, car il existe un grand nombre de données quantifiant le mouvement relatif entre les plaques Pacifique et Antarctique. Ce dernier permet de plus par la plaque Antarctique de relier les mouvements instantanés de la plaque Pacifique à ceux des plaques en présence dans l’Atlantique sud et l’océan Indien. Le taux d’ouverture associé à la dorsale Pacifique-Antarctique varie entre 12 centimètres par an au sud de la microplaque Juan Fernández à un peu moins de 6 centimètres par an vers 540 S. 1740 O. L’accrétion y est souvent asymétrique et la dorsale est décalée par un ensemble de grandes failles transformantes ouest-nord-ouest - est-sud-est baptisées du nom d’océanographes-cartographes: zone de fracture de Menard vers 590 S., zone de fractures de Heezen et Tharp vers 550 S. qui composent la grande zone de fracture d’Eltanin et zone de fracture de Udintsev vers 560 S. Le célèbre profil magnétique publié en 1966 par Walter C. Pitman et Jim R. Heirtzler, qui a réussi à convaincre la communauté scientifique de la véracité de l’hypothèse du renouvellement des fonds océaniques (sea floor spreading ), a été réalisé pendant la campagne Eltanin-19 au travers de la dorsale Pacifique-Antarctique vers 510 S., au nord de la zone de fracture d’Eltanin.

Interaction Pacifique-Australie et Mélanésie

Au nord du point triple Antarctique-Pacifique-Australie (ou Inde), la frontière entre les plaques Pacifique et Australie court le long d’une structure arquée qui porte le nom de complexe de la ride de Macquarie et qui inclut la fosse de Hjort (6 500 m) au sud, l’île de Macquarie au centre et la fosse de Puysegur dans la partie nord. Cette dernière fosse prend en écharpe l’île du Sud de la Nouvelle-Zélande le long de la faille Alpine. Celle-ci peut être considérée comme un relais décrochant dextre (5 cm par an) entre la fosse de Puységur au sud-ouest de l’île du Sud et la fosse d’Hikurangi au sud-est de l’île du Nord (Nouvelle-Zélande). Ce secteur comporte des complications tectoniques: cisaillement pur ou compression au niveau de la fosse de Hjort, existence possible d’une microplaque (Fiordland) dans l’île du Nord pour rendre compte à la fois de la subduction dans la fosse d’Hikurangi et de l’extension dans le graben de Taupo qui se trouve au centre de cette île. Le fossé d’Hikurangi se prolonge au nord par la fosse des Tonga-Kermadec et le graben de Taupo se poursuit par le fossé du Havre. Pour schématiser, le système de la ride de Macquarie et de la faille Alpine est, en première approximation, un système transformant entre l’accrétion à l’axe de la dorsale Pacifique-Antarctique et la subduction au niveau de la fosse des Tonga-Kermadec.

La subduction dans la fosse des Tonga-Kermadec passe de 5 centimètres par an au droit des Kermadec à 9 centimètres par an au nord des Tonga selon une direction à peu près normale à la fosse. La profondeur maximale de la fosse (10 800 m) est atteinte au droit de la partie plongeante la plus profonde de la plaque océanique Pacifique (5 900 m), avec un âge théorique d’environ 120 millions d’années d’après la loi de subsidence de la croûte océanique en fonction de l’âge (cf. LITHOSPHÈRE, fig. 8). La fosse des Tonga-Kermadec a une profondeur anormalement faible au droit du guyot du Capricorne vers 18,50 S. et du guyot d’Ozbourn vers 260 S. à l’intersection de la fosse et de la ride volcanique de Louisville.

Au-dessus du plan de subduction de la lithosphère Pacifique se développe un ensemble de rides et de bassins; par exemple, d’est en ouest au droit de la fosse des Tonga: ride des Tonga - bassin de Lau - ride de Lau; ou bien au droit de la fosse des Kermadec: ride des Kermadec - fosse du Havre - ride de Colville (cf. OCÉANIE - Géologie, fig. 2, et MERS MARGINALES, fig. 8). On sait que les bassins sont actifs et qu’on ne peut donc identifier de frontières entre les plaques Pacifique et Australie dans cette région. De même, dans la partie nord, la fosse des Tonga s’infléchit brutalement vers l’ouest, et la frontière de la plaque Pacifique suit une ligne à mi-chemin entre les îles françaises Wallis-et-Futuna et se prolonge plus à l’ouest par la fosse de Vitiaz, mais cette région est encore mal comprise et l’interaction de la plaque Pacifique se fait avec une plaque (ou plus probablement des unités) du bassin nord-fidjien. En tout cas, globalement, le mouvement qui affecte cette limite de la plaque Pacifique entre la « virgation » au nord des îles Tonga et l’extrémité ouest des îles Salomon est un mouvement transformant senestre qui ne peut excéder 10 centimètres par an (taux Pacifique-Australie; cf. MERS MARGINALES, fig. 6, et OCÉANIE – Géologie, fig. 2). Le mouvement transformant est sans doute distribué par un ensemble de microplaques à l’intérieur du « complexe mélanésien ».

Plus à l’ouest, la plaque Pacifique est toujours bordée de petites plaques dont la cinématique est mal définie (plaque de la mer des Salomon en face du plateau Ontong Java sur la plaque Pacifique, plaque de Bismarck) mais qui sont toutes marquées par des axes d’accrétion. À l’ouest de 1500 O., un pan entier de l’océan Pacifique d’environ 1 000 par 1 500 kilomètres, la plaque Carolines, est formé d’une croûte de type arrière-arc sans affinité avec la croûte typique de la plaque Pacifique. La plaque Carolines se situe dans un cul-de-sac formé par les fosses de la Nouvelle-Guinée et de Manus au sud et les fosses de Yap et de Palau au nord.

Le contact entre les plaques Pacifique et Carolines est en compression (ou subduction) dans le fossé de Mussau au sud et en cisaillement dans le fossé de Sorol au nord à des taux de déplacement avoisinant un centimètre par an.

Interaction Pacifique-Philippines

Au nord de la fosse de Yap, la subduction de la plaque Pacifique se situe dans la fosse des Mariannes à un taux de l’ordre de 5 centimètres par an. C’est dans la partie sud de cette frontière, dans une portion décrochante de la fosse des Mariannes, que se trouve le point le plus profond à la surface du globe: la fosse du Challenger (10 915 m selon les Britanniques, 11 034 m selon des sondages soviétiques). L’arc des Mariannes est très bien développé et représente un modèle pour les arcs insulaires avec la trilogie de structures actives: fosse, ride volcanique, bassin arrière - arc. Vers 250 N., un changement de direction marque le passage à la fosse des Bonin (du nom du groupe d’îles proches que l’on appelle Ogasawara en japonais) à l’intersection avec le plateau Ogasawara qui est le point le plus occidental de la ride de Marcus-Wake portée par la plaque Pacifique. La fosse des Bonin se suit sur 1 000 kilomètres avec une profondeur qui dépasse 9 000 mètres et atteint dans la partie nord 9 810 mètres. La profondeur de la surface de la croûte océanique de la plaque Pacifique est d’environ 5 500 mètres, soit de 3 000 à 3 500 mètres plus haute que le fond du fossé. Dans sa descente sur la pente externe (Pacifique) de la fosse, la croûte est coupée par de grandes failles normales qui dépassent 1 000 mètres de rejet vertical. La fosse des Bonin se termine vers 340 N. 1420 E. en un point triple à la frontière des plaques Eurasie, Philippines et Pacifique; elle se prolonge au nord par la fosse du Japon (cf. JAP – Géologie, fig. 1, et MERS MARGINALES, fig. 10). Une zone à peu près est-ouest en cisaillement dextre et compression qui aboutit dans le fossé de Sagami et la région du mont Fuji dans l’île de Honsh constitue la troisième branche du point triple. Cette région a été intensément étudiée lors de la mission franco-japonaise Kaïko (qui signifie fosse en japonais), dirigée par Xavier Le Pichon et Kazuo Kobayashi en 1984 et 1985.

Interactions des plaques aux marges de l’océan Pacifique

Nous venons de « boucler » le tour du Pacifique au sens de la tectonique des plaques, c’est-à-dire du domaine de croûte océanique créé dans un contexte d’accrétion, mais il existe de vastes régions aux marges de cet océan qui rentrent dans sa définition hydrographique et qui constituent un domaine intermédiaire entre le grand océan et les masses continentales adjacentes. Aussi convient-il de commenter la géodynamique récente de ces zones bordières qui s’étendent de la mer de Béring à la Mélanésie.

Mer de Béring et mer d’Okhotsk

La mer de Béring n’a qu’une limite active bien établie au sud, le long de l’arc et de la fosse des Aléoutiennes. L’existence d’une plaque Béring est parfois envisagée, mais ses limites sortent du cadre du Pacifique. La mer d’Okhotsk est dans une situation analogue, à la différence près que, si une plaque Okhotsk existe, elle doit être limitée à l’est par l’arc et la fosse des Kouriles (ou Kouriles-Kamtchatka) et à l’ouest par l’île de Sakhaline. Cette dernière limite est peu claire, mais la subduction de la plaque Pacifique sous la mer d’Okhotsk est bien argumentée et s’accompagne de l’ouverture d’un bassin arrière-arc: le bassin des Kouriles, appelé également bassin de sud-Okhotsk au nord-est d’Hokkaid 拏. Un flux de chaleur élevé et une croûte mince caractérisent ce bassin dont la profondeur moyenne est de 3 200 mètres. La fosse des Kouriles-Kamtchatka, qui atteint 9 550 mètres de profondeur, s’étend entre la ride d’Obruchev au sud des îles Komandorski, les plus occidentales des Aléoutiennes, et les monts sous-marins Kotzebue et Erimo à l’est de l’île d’Hokkaid 拏.

Mer du Japon

La mer du Japon occupe une position remarquable, au-dessus d’un segment long de 1 000 kilomètres de lithosphère Pacifique subductée au niveau de la fosse du Japon (profondeur maximale: 8 412 m). Malgré un flux de chaleur élevé, il n’y a pas de preuves d’extension actuelle dans les bassins de la mer du Japon qui sont formés de croûte océanique ancienne. Il y a au contraire des arguments pour localiser à l’ouest de Honsh une frontière de plaques convergente qui prendrait le relais de la fosse du Japon.

La frontière ouest de la plaque Philippines

Rappelons que la limite nord de la plaque Philippines est définie par le fossé de Sagami entre la limite des fosses des Bonin et du Japon et le mont Fuji. Une virgation brutale de la frontière autour de la péninsule d’Izu et le long du fossé de Suruga constitue la pointe nord de la plaque Philippines. Le fossé de Suruga se prolonge vers le sud-ouest par le fossé de Nankai qui représente la trace superficielle de la subduction de la plaque Philippines (bassin de Shikoku) sous la partie sud-ouest de l’île de Honsh (arc sud-ouest ou Seinan du Japon). Le taux de convergence est de 3 à 3,5 centimètres par an dans une direction à peu près normale au fossé (cf. JAP – Géologie, fig. 1, et MERS MARGINALES, fig. 10). Le fossé de Nankai est peu profond pour une structure de ce type (profondeur maximale: 5 735 m).

Vers le sud-ouest, l’interaction de la ride asismique de Palau-Ky sh marque le passage du fossé de Nankai à la fosse des Ry ky au sud-est de l’île de Ky sh . La fosse des Ry ky , que les Japonais ont parfois appelée la fosse de Nansei-Shoto, s’allonge sur 1 200 kilomètres jusqu’à l’île de Taiwan. Elle atteint une profondeur maximale de 7 500 mètres au sud de l’île d’Okinawa, la plus grande de la centaine d’îles volcaniques qui jalonnent l’arc des Ry ky . En arrière de cet arc, le fossé d’Okinawa, profond de 2 300 mètres, s’apparente à un rift naissant, bassin arrière-arc, formé à l’intérieur d’une croûte continentale amincie de la mer de Chine orientale. Le taux de convergence des plaques Philippines et Eurasie est d’environ 8,5 centimètres par an. L’île de Taiwan occupe une position charnière à la jonction entre la fosse des Ry ky et la fosse de Manille, comme l’atteste son altitude exceptionnelle de près de 4 000 mètres. La frontière de la plaque Philippines prend en écharpe la partie est de l’île le long de la vallée longitudinale qui joue le rôle d’une faille transformante senestre à composante compressive. La plaque Philippines qui subducte sous la plaque Eurasie (mer de Chine orientale) au niveau de la fosse des Ry ky chevauche la plaque Eurasie (mer de Chine du Sud) au niveau de la fosse de Manille. Celle-ci a une profondeur qui dépasse 5 000 mètres au sud de l’intersection (150 N.) avec une ride volcanique que l’on sait maintenant être un centre d’accrétion fossile à l’intérieur de la mer de Chine du Sud. La fosse de Manille se termine à la latitude de l’île de Mindoro à son intersection avec la ride de Palawan. Plus au sud, les deux fosses disjointes de Negros, à l’est de la mer de Sulu, et de Cotobato, à l’est de la mer des Célèbes, représentent l’extension de la fosse de Manille et de la lithosphère plongeante vers l’est sous la plaque Philippines.

Notons toutefois qu’un second système de fosses associées à une subduction vers l’ouest est présent à l’est de l’archipel des Philippines, isolant ce dernier sous la forme d’une petite plaque indépendante coupée dans sa longueur par la faille (senestre) des Philippines. Le fossé est-Luzon, qui atteint 5 200 mètres entre 15 et 170 N., est relayé à 150 N. par la fosse des Philippines (profondeur supérieure à 5 000 m) qui longe l’est de l’archipel des Philippines jusque vers 30 N. au nord de l’île d’Halmahera. Le raccord entre le sud de la fosse des Philippines et les fosses de Palau puis Yap est mal identifié, mais peut correspondre à une zone transformante orientée est-nord-est - ouest-sud-ouest. En première approximation, l’archipel des Philippines correspond à une zone déformée complexe encadrée par un double système de subduction à polarités opposées. Il semble que le système ouest (fosse de Manille-fosse de Cedros-fosse de Cotobato) soit en voie de blocage. La plaque Philippines serait alors en subduction simple sous la plaque Eurasie à la fois au nord (fosse des Ry ky ) et à l’ouest (fossé est-Luzon et fosse des Philippines) à un taux de convergence proche de 8 à 10 centimètres par an.

4. Évolution de l’océan Pacifique

Les données dont on dispose pour reconstituer la cinématique des plaques océaniques qui occupaient la surface du Pacifique ne comprennent que la moitié de la croûte océanique formée aux frontières en accrétion de la plaque Pacifique. L’autre moitié a disparu par subduction aux marges de l’océan Pacifique. À l’exception de quelques fragments de plaques plus grandes, les données (linéations magnétiques et zones de fracture) de la plaque Pacifique sont les seules qui permettent de reconstituer l’évolution cénozoïque et mésozoïque de cet océan (fig. 5).

Les anomalies magnétiques ou linéations d’Hawaii dans le Pacifique nord-ouest ont enregistré le mouvement des plaques Pacifique et Farallon entre 163 (anomalie M26) et 119 millions d’années (anomalie M0) [fig. 10 et fig. 11]. Pendant la période magnétique calme normale du Crétacé, entre 119 et 83 millions d’années, la zone de fracture de Mendocino du Pacifique nord permet de contraindre le mouvement entre les plaques Pacifique et Farallon. À partir de 85 millions d’années (anomalie 34), il est possible de calculer le mouvement entre la plaque Pacifique et la plaque Farallon ou les plaques qui résultent de la fragmentation de Farallon (Juan de Fuca, Rivera, Cocos, Nazca) ainsi que le mouvement entre les plaques Pacifique et Antarctique (fig. 12).

Dans la partie nord de l’océan Pacifique, il faut envisager l’existence de deux plaques: Izanagi et Kula. Les données magnétiques et la géométrie des zones de fracture imposent l’existence de la plaque Izanagi (peut-être même deux plaques) à l’ouest du fossé de l’Empereur entre 145 (anomalie M16) et 119 millions d’années et l’existence de la plaque Kula à l’est du fossé de l’Empereur entre 72 (anomalie 32b) et 56 millions d’années (anomalie 25).

Les anomalies magnétiques ou linéations Phoenix du Pacifique central ouest ont enregistré le mouvement des plaques Pacifique et Phoenix au Mésozoïque (de M25 à M1: de 161 à 123 Ma) [fig. 12].

L’histoire de la plaque Pacifique a commencé il y a environ 190 millions d’années, au Jurassique inférieur, lorsque cette plaque, maintenant immense, n’était qu’une microplaque à la jonction des plaques Izanagi, Farallon et Phoenix. Les témoins les plus anciens de la plaque Pacifique se situent à l’est de la fosse des Mariannes, dans la bande délimitée par les îles Marshall au sud et les monts du centre Pacifique (Mid-Pacifique Seamonts) au nord. Ce secteur comprend le bassin situé à l’est des Mariannes, le bassin de Pigafetta et les monts Magellan. Il est caractérisé par une zone magnétique calme (Jurassic Quiet Zone) où la croûte est plus ancienne que le Callovien moyen, âge de l’anomalie magnétique jurassique la plus ancienne reconnue (M37: 173 Ma). Au cours du Mésozoïque, la plaque

Pacifique s’agrandit rapidement tandis que les plaques Izanagi, Farallon et Phoenix s’en éloignent respectivement vers le nord, l’est et le sud (fig. 12). Pendant la période magnétique calme du Crétacé entre les anomalies magnétiques M0 (118 Ma) et 34 (84 Ma), la cinématique est moins claire car on ne dispose pas de données sur les âges. Au sud des linéations magnétiques Phoenix, l’accrétion a pu, pendant la période calme, créer toute la croûte du sud-ouest Pacifique, de l’équateur jusqu’à 400 S. Vers la fin de la période calme (75 Ma), la frontière nord de la plaque Pacifique est réorganisée avec la naissance de la plaque Kula qui, dès son arrachement de la plaque Farallon, au niveau du fossé de Chinook, est entraînée extrêmement rapidement, à la vitesse de 120 à 170 kilomètres par million d’années, vers les zones de subduction du Pacifique nord. La plaque Farallon continue à s’éloigner de la plaque Pacifique vers les zones de subduction du Pacifique est pendant toute la période magnétique calme.

À l’Éocène, vers 55 millions d’années, la plaque Farallon, devenue trop étroite, commence à se fragmenter, créant au nord la plaque Vancouver (fig. 12). À partir de 30 millions d’années, la fragmentation des plaques Vancouver et Farallon devient plus intense. Au nord, la plaque Juan de Fuca se substitue à la plaque Vancouver. Au sud, la plaque Farallon se segmente en plaques Guadalupe (ou Cocos) et Nazca. Ces deux dernières se détachent au niveau de la dorsale de Colón il y a 25 millions d’années. C’est à la même époque (26-28 Ma) que la dorsale qui limite à l’est la plaque Pacifique arrive au contact de la fosse bordière de la côte ouest de l’Amérique du Nord. Cet événement est fondamental pour la géologie de l’Ouest américain, car il marque le changement brutal d’un régime de subduction (interaction Farallon ou successeurs – Amérique du Nord) à un régime de cisaillement typique du système de faille de San Andreas – faille de la Reine-Charlotte (interaction Pacifique-Amérique du Nord).

Encyclopédie Universelle. 2012.

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