Structural Map of the Atlantic Ocean Carte structurale de l

Explanatory Notes
Notes explicatives
Peter MILES & Philippe BOUYSSE
Structural Map of the Atlantic Ocean
Carte structurale de l'océan Atlantique
1:20 000 000 scale
Échelle 1/20 000 000
(2012)
COMMISSION DE LA CARTE GÉOLOGIQUE DU MONDE
COMMISSION FOR THE GEOLOGICAL MAP OF THE WORLD
COMMISSION OF THE GEOLOGICAL MAP OF THE WORLD
COMMISSION DE LA CARTE GÉOLOGIQUE DU MONDE
STRUCTURAL MAP OF THE ATLANTIC OCEAN
CARTE STRUCTURALE DE L’OCÉAN ATLANTIQUE
(1st edition / 1e édition)
Explanatory notes
Notes explicatives
By
Peter Miles & Philippe Bouysse
(CGMW)
2012
© CCGM/CGMW 2012
ISBN 978-2-917310-14-4
The reproduction of excerpts or the totality of this text is authorized provided the authors and the publisher are duly credited.
Tout ou partie de ce texte peut être reproduit sous réserve d’en mentionner les auteurs et l’organisme responsable de la publication.
CCGM-CGMW
77, rue claude-bernard
75005 Paris, France
[email protected]
www.ccgm.org
SUMMARY / SOMMAIRE
Abstract
Résumé
Foreword, 4
Avant propos, 12
Mapping an ocean, 5
Cartographier un océan, 13
Physiography, 5
Physiographie, 13
Structural Map, 5
Carte structurale, 13
Introduction, 5
Introduction, 13
Onshore areas, 5
Zones émergées, 13
Precambrian, 5
Précambrien, 14
Central Atlantic Magmatic Province (CAMP), 5
Province Magmatique de l’Atlantique Central
(CAMP), 14
Early Cretaceous rifting, 6
Parana-Etendeka Traps, 6
Cameroon Hot-Line, 6
Paleogene volcanism, 6
Neogene volcanism, 6
Rifting tu Crétacé inférieur, 14
Trapps du Parana-Etendeka, 14
Ligne chaude du Cameroun, 14
Volcanisme Paléogène, 14
Volcanisme Néogène, 14
Hotspots, 6
Points-chauds, 15
«Alpine» orogens, 6
Orogènes «Alpins» , 15
Offshore areas, 6
Magnetic Anomalies and age of the oceanic crust, 6
Structural features, 7
Anomalous submarine plateaus, 7
Subduction zones, 7
Deep-sea drill sites, 7
Sediment thickness, 7
Zone of oceanic crust deformation, 8
Continental margins, 8
Transitional Crust, 9
The seafloor spreading ridges, 8
Zones sous-marines, 15
Anomalies magnétiques et âge de la croûte océanique, 15
Éléments structuraux, 15
«Plateaux océaniques», reliefs sous-marins «anormaux, 15
Zones de subduction, 15
Forages océaniques profonds, 16
Épaisseur des sédiments, 16
Zone de déformation de la croûte océanique, 16
Marges continentales, 16
Croûte transitionnelle, 17
Rides d’expansion océanique, 17
Overview of the opening of the Atlantic Ocean and
adjacent oceanic basins, 8
Grands traits de l’ouverture de l’océan Atlantique et
des bassins océaniques adjacents, 17
Marginal Seas, 9
Mers marginales, 18
Seismicity, 9
Sismicité, 18
Geodynamic Sketch, 9
Esquisse géodynamique, 18
Documents contulted in preparation of the map, 19
Documents consultés pour la préparation de la carte, 19
Maps, 19
Cartes, 19
Data sets, 19
Données, 19
References (text and map), 19
Références (texte et carte), 19
THE STRUCTURAL MAP OF THE ATLANTIC OCEAN
At the scale of 1:20 000 000 – First edition
2012
EXPLANATORY NOTES
ABSTRACT
This pamphlet accompanies the Structural Map of the Atlantic Ocean which synthesizes
the interpretation of geological and geophysical data compiled from oceanographic cruises
spanning several decades and their published results.
The main structural map is presented in the framework of the continental structural features.
The oceanic areas include the following parameters:
•
•
•
•
•
•
•
•
•
The age of the oceanic crust in Epochs.
Magnetic anomaly chron picks where they have been observed or interpreted.
Seafloor spreading axes, active and fossil.
Transform faults and fracture zones.
Anomalous relief and subduction zones.
Seaward dipping reflector (SDR) volcanic sequence.
Earthquake epicentres and source depths.
Hotspots.
Deep ocean drilling sites - DSDP( IPOD), ODP and IODP - where basaltic basement or
transitional crust was reached.
• Sediment thickness - contours over oceanic crust and thinned continental crustal areas.
• Crustal deformation zones.
Summary of continental geology related to the geodynamic evolution of the ocean.
The map is accompanied here by a corresponding Geodynamic Sketch (inset in the map)
and Physiographic Map (inset in these notes). These display the tectonic plates pattern and
illustrate the morphology and their juxtaposition. This includes associated oceanic features
included in the text.
FOREWORD
The Commission for the Geological Map of the World (CGMW/CCGM) is a scientific Non-Governmental Organization
(NGO) recognised as Category A by UNESCO and affiliated to the International Union of Geological Sciences (IUGS).
It was initiated in an early form in 1881 during the 2nd International Geological Congress (IGC) held in Bologna. During
the 1980s the CGMW co-published with UNESCO the maps of the five oceans of the globe for the first time (including
the ‘Antarctic Ocean’). These were part of the ‘Geological Atlas of the World’ and printed at a relatively small scale. Two
decades later our knowledge of the deep seafloor of the world’s oceans has improved to such an extent that during the
1990s the Commission decided to initiate a new series of seafloor maps featuring whole oceans, whose first release in
2004 was the Structural Map of the Indian Ocean. This map of the Atlantic Ocean1, issued for the 34th IGC in Brisbane in
2012, is the third one of this series, being an extension of, and replacement for, the 2008 North Atlantic map. It overlaps
the adjoining Indian Ocean map. Publication of the map received financial support from UNESCO, the Geological
Survey of Norway (2008) and IFREMER.
1 Authors of the map: Peter Miles, Philippe Bouysse and Kaiser de Souza with the contributions of Brian Tucholke, Carmen Gaina,
Laurent Gernigon, Dietmar Müller, Alexandra Robert and GEUS.
4
MAPPING AN OCEAN
STRUCTURAL MAP
From an Earth science perspective the compilation of a structural
map of an ocean, as opposed to an atlas or onshore cartography,
is not as straightforward an exercise as is at first apparent. The
reasons for this are:
● The map cannot be a truly geological. That is, the
seabed geology and other formations cannot be
mapped as in land geology otherwise it would mainly
represent Plio-Quaternary sediments.
● It is also not possible to construct a conventional
tectonic map because the evolution of the oceanic
lithosphere is never greater than ~200 Ma in age.
● The map is also not simply an illustration of one
geophysical
parameter
(seismicity,
magnetic
anomalies, spreading rate etc.) but a representation of
all physical parameters, plus observed and interpreted
lineations.
● Unlike the majority of maps devoted to an oceanic
area, there is also a need to include some land structural
geology that places island and surrounding continent
structures in context. This provides complimentary
information in understanding the evolution of an
ocean basin, such as in the fit of adjacent Precambrian
shields prior to rifting and separation of the continental
fragments.
● The map must also compile and overlay different
entities of information in such a way as not to impede
an acceptable balance between clarity and detail.
INTRODUCTION
The Atlantic Ocean is the result of the break-up of the Pangea
super-continent which began between what is now North
America and Africa (north-central Atlantic) in the Early –
Middle Jurassic. This formed the Laurasian super-continent
of North America and Eurasia as it separated from Gondwana
which consisted of present day South America, Africa, Arabia,
India, Madagascar, Australia, and Antarctica. A second breakup phase occurred when Gondwana divided into several
continental blocks. As concerns the South Atlantic, this involved
Africa rifting from Antarctica, then from South America rifting
from south to north. Eventually North America and Greenland
broke with Eurasia to open the NW Atlantic and Norwegian Sea.
The Atlantic and Indian Oceans continued to expand, closing
the Tethys Ocean. Following this the African Plate changed
direction from west to northwest towards Europe while South
America began to move north. Interaction of these motions
with those of Cocos, Nazca, and Caribbean plates form the
complex transform, trench and subduction plate boundaries of
the Caribbean Plate which abuts the North Atlantic Ocean. Here
the boundary between the North and South American plates is
as yet poorly defined, and is distributed within a band facing the
front of the Lesser Antilles arc.
ONSHORE AREAS
On this map, the onshore is represented in a somewhat different
way if compared with previous CGMW seafloor maps. The
geology has been simplified and the stress was laid on pivotal
factors involved in the genesis and evolution of the Atlantic
Ocean, mainly relevant to large magmatic events (hotspots,
large igneous provinces – LIP), but also connected to deep
intra-continental graben fracturation. Consequently, the Andean
volcanic belt, the Karoo LIP sequence (at ca. 183 Ma) predating
the initial rifting of the South Atlantic, or the deep inland remote
Cenozoic volcanics, such as in Hoggar or Tibesti, are not shown.
Thereafter, some comments are made on the differents items of
the onshore section of the legend.
For all these reasons we chose to title this kind of cartography a
“structural map”, a term not heavily constrained by semantics.
As to the size of the printed map, publishing experience led
us to avoid large dimensions owing to printing constraints,
user convenience, display clarity and cost. The final scale is
chosen as 1:20,000,000 at the Equator and corresponds to that
of the Indian Ocean structural map. The projection is Mercator
using the WGS-84 ellipsoid generally adopted by the offshore
sciences community such as the International Hydrographic
Organization and the Intergovernmental Oceanographic
Commission. Consequently the north and south boundaries of
the map were limited to 72˚N and 72°S in order to avoid too
much distortion of the polar regions, while retaining significant
detail in the northern Norwegian-Greenland Sea and Southern
Ocean / Weddell Sea.
precambrian
The nearly 4 Ga lasting Archean and Proterozoic formations
were put together in a single Precambrian unit (extracted from
the 3rd edition of the Geological Map of the World, 2010) which
displays the subaerial extent of the old cratonic areas. However,
the Appalachian Mountains, the Iberian Peninsula and France,
may locally include undifferentiated Neoproterozoic-Lower
Paleozoic formations. A very minute outcrop of Mezoproterozoic
is also located in the southern tip of West Falkland island.
To maintain legibility in the constraints of an A0 sheet the
Map of the Atlantic Ocean comprises a main Structural map
with an inset of the Geodynamic sketch, accompanied by these
“explanatory notes” where we include a physiographic map.
CENTRAL ATLANTIC MAGMATIC PROVINCE (CAMP)
At the Triassic-Jurassic boundary (200 Ma ago), a dramatic
event occurred, related to the break-up of the Pangaea and the
rifting and subsequent opening of the central part of the Atlantic,
and probably also to the second largest mass extinction of living
organisms. This event represents catastrophic outpourings of
huge volumes of tholeiitic basaltic lavas, preserved in eastern
North America, northern South America, West Africa, and
southwestern Europe (cf. Hames et al., 2003). This magmatic
climax produced the largest known example of continental flood
basalt, extending over 7 x 106 km², and maybe more if one takes
into account the coeval seaward dipping reflectors within the
relevant present-day continental margins. The basaltic remnants
PHYSIOGRAPHY
It would have been difficult to include some additional entities
of information onto a single structural map without loss of
clarity. This applies particularly to the detail involved with
physiography. However, geophysical data bases do now allow
production of high resolution computer generated images of the
physiography of the Earth’s surface and seafloor using colour
shaded relief. These displays are derived from elevation and
bathymetric data sets and provide increased information and
aesthetic value. For these reasons it was considered necessary to
defer to the physiographic sketch to the “explanatory booklet”,
reduced to an A3 format.
5
Bight FZ). Onshore, the volcanism stretches from a relatively
small area of Baffin Island, to eastern Scotland and northern
Ireland (e.g. the Giant’s Causeway), including Greenland traps
(both visible on the east and west coast) and the Faroes Islands.
were identified as deeply eroded dykes, related sills, subaerial
lava flows and buried continental flood basalts, some of the
latter covering large areas such as within the Amazon graben or
in the region adjoining Morocco, Algeria and Mauritania.
A simplified picture of these occurrences is given in the map,
taken into account published papers (Chabou et al, 2007; Jourdan
et al., 2003; Jourdan et al., 2009; Knight et al., 2004; McHone,
2000; Ragland et al., 1984). These remnants stretch out from
the Amazonian and West African cratons to the south, as far as
Newfoundland and Brittany (Kerforne dyke) to the north, and
the green dashed line gives an approximate idea of the original
extent of this huge magmatic province. The small exposures
of doleritic sills (“ophites”) of the Pyrenees are related to the
CAMP event (Rossi et al., 2003) and are shown as dots on the
map.
NEOGENE VOLCANISM
This specific item applies only to the intra-oceanic islands (from
Jan Mayen to the north, to Bouvet to the south) and archipelagos
which, Iceland excepted, appear generally as minute dots owing
to the scale of the map. This age corresponds only to the subaerial
exposures, regardless of that of their deeper substratum. The
ca. 100,000 km² wide Iceland is crossed through by the Atlantic
Oceanic spreading system. The onshore pattern (cf. the
Geologic Map of the Arctic, 2011) is more complex than that of
the normal oceanic accretionary ridge outside the island. This
peculiar feature results from the hotspot interacting with the
plate-tectonics spreading process.
The same mode of representation is used for the present-day
sub-aerial part of the volcanic line produced by the subduction
of the Atlantic oceanic crust beneath the continental gap left
between North and South America for the Lesser Antilles, and
South America and Antarctica for the South Sandwich, both
island arcs being similar in shape and size, but not in their
geological evolution.
EARLY CRETACEOUS RIFTING
During Early Cretaceous, a phase of continental rifting
connected to the rifting and subsequent oceanic spreading of
the South Atlantic, is marked by the structuration of a system
of grabens (formerly coined as “aulacogens”, i.e. aborted preoceanic rifting): the Benue graben system extending towards
Central Africa and the conjugate Amazon graben. On the map,
they appear as the 3000 m isopach line (cf. Tectonic Map of
Africa, 2010; Mapa Tectónico de América del Sur, 1978).
HOTSPOTS
The different types of “hotspots were” plotted in the 3rd edition
of the Geological Map of the World (2010). For the present
Atlantic Map, only four typical oceanic and quite well defined
hotspots were selected in order of importance of today’s activity:
Iceland, Azores, Tristan da Cunha, Bouvet. All four, centred on
an island or an archipelago, are located on or in the vicinity of
the active spreading axis. Iceland is still very active. Tristan
da Cunha that played a pivotal role in the genesis of the South
Atlantic and the build-up of the hotspots trails of Walvis Ridge
and Rio Grande Rise, seems to be geologically speaking close
to exhaustion. The Azores hotspot is quite active and is marked
by a significant thermal bulge over the spreading axis and at the
crossroads of North America, Europe and Africa plates.
PARANA-ETENDEKA TRAPS
At the time of their formation, some 133 Ma ago (Hauterivian),
the quite extensive Parana traps of southern Brazil formed a
single LIP with the Etendeka traps of Namibia, as a result of
the climaxic production of the then young Tristan da Cunha
hospot. Up to recently, the extension of the remnants of the
Namibian traps was somewhat reduced (cf. Geological Map of
the World, 2010). But, it gained a very significant increase with
the discovery of coeval basalts subcroppings in eastern Angola
(cf. Sub-Kalahri Geological Map, 2001; D. Frizon de Lamotte
and F. Guillocheau, pers. comm. 2011).
CAMEROON HOT-LINE
Unlike “classical” hotspot tracks, the some 2000 km long
alignment, spanning from the outskirts of Lake Chad to the tiny
island of Pagaloo in the Gulf of Guinea straddles both continental
and oceanic lithospheres (Fitton, 1987). This “Cameroon Line”
shows ages which are not distributed in accordance with a
regular space progression of the magmatism throughout time.
The today active shield-volcano of Mount Cameroon is located
in the middle of this line. This is the reason why this kind of
feature is labelled “hot-line”. The age distribution of effusive
volcanism and plutonic complexes ranges from present to 70
Ma (Deruelle et al., 2007). These authors have postulated that
the volcanic occurrences are controlled by oblique shear zones
prolonging present-day oceanic fracture zones. This Cenozoic
alignment is more or less parallel to the predated Cretaceous
Benue graben system. Along with the Cameroon Line sensu
stricto some probably parental magmatism was plotted, such
as the Quaternary scoria cones of Jos, in Central Nigeria. The
Cameroon Hot-Line is shown with a specific colour.
“ALPINE” OROGENS
The evolution of the Atlantic is coeval with the Alpine orogenic
belts considered in their broad sense. It is the reason why their
limits are shown with a specific symbol. In the frame of the
map are concerned: the Antarctic Peninsula, Andes, Alps-Jura,
Pyrenees, Betic and Maghrebides.
OFFSHORE AREAS
MAGNETIC ANOMALIES AND AGE OF THE OCEANIC CRUST
When seafloor spreading mid-oceanic ridge (MOR) lavas cool
they “fossilize” the vector and intensity (normal or reversed)
of the Earth’s magnetic field at that geological time to generate
linear, and (mostly) identifiable magnetic anomalies. As the
lavas were accreted to the seafloor along spreading centres –
the principle element in the geological structure of an ocean
– they can be dated by using a timescale of the geomagnetic
reversal sequence. This has been derived from correlating deep
sea drilling ages of oceanic basement, normally the immediate
overlying sedimernts, with the anomalies. Using the identification
of a number of characteristic magnetic anomalies it is possible
to map the ocean floor age and measure the seafloor spreading
processes. Crust of unknown age, or of current different age
PALEOGENE VOLCANISM
A wide area of tholeiitic volcanism characterises a “North
Atlantic Igneous Province”, related to the activity of the powerful
Iceland hotspot during the Paleogene, coinciding with the
opening of the northern part of the Atlantic Ocean (north of the
6
interpretations, and crust of unknown type (oceanic/thinned
continental) is shown in dark grey to differentiate from known
thinned continental crust (mid grey).
partial melting of the overlying mantle material to provide the
source of the magma that generates the island arc volcanoes.
The subduction zone, where the oceanic lithosphere plunges
beneath the arc lithosphere, is shown with large solid red
triangles. In front of the Lesser Antilles a powerful terrigenous
input coming from the south (Amazon and Orinoco rivers) has
built a huge active sedimentary accretionary prism, reaching
a thickness of some 20km where Barbados Island is emerging
(Casey Moore, 2000). It is decreasing towards the north and is
disturbed by the subducting Tiburon and Barracuda ridges. This
active sedimentary subduction front is marked by red line with
small solid triangles.
Subduction vectors show the orientation and convergence rate.
To the north of the Caribbean arc (from Cuba to BonaireCuraçao-Aruba) the convergence translates into the Puerto Rico
trench and onto a westerly (left-lateral) strike slip system of
faulting. To the south the convergence is translated into (rightlateral) strike slip motion into the north of South America.
The chronostratigraphic ages (epochs, mainly using ICS
geological RGB colours) are used here and not the geomagnetic
ages (or “chrons” corresponding to the geomagnetic reversal
chronology) as often displayed in geophysical texts. This is
to maintain consistency with geological events (e.g. the K/T
boundary). These chronostratigraphic (geological) ages of
the oceanic crust have been obtained by interpolation between
digitized magnetic anomaly picks of fixed age (Müller et al.,
1997). It was also considered valuable to show the location
of the principal magnetic anomaly picks used in this age
calculation plus other recent picks that detail seafloor spreading
better in some areas. In the legend a table provides the list of
each standard anomaly (or chron, ‘C’) and its age, following the
geomagnetic timescale of Cande & Kent (1995) from C1o (0.78
Ma) to C33o (79.08 Ma), and after Gradstein et al. (1994) for
C34 (83.0 Ma). These picks are shown as small circles colour
coded for each chron. As there is no single magnetic pick data
set for the whole of the map area the anomalies are shown,
consistently, in three sections:
The Scotia Arc has a shape and size quite similar to those of
the Lesser Antillas arc and translates into a left-lateral transform
fault bounding the Falklands Plateau. It has no significant
sedimentary accretionary prism.
1. North of the Newfoundland-Azores-Gibraltar lineation after
Gaina et al. (2002) plus Müller et al. (1997) anomalies 13y to
34 y in the Newfoundland Basin and Iberian Abyssal Plain.
Anomaly C20 is shown as C20o and C20y north and south
of the match respectively. Also shown here are anomalies
M0 and M3 in the northern part after Tucholke et al. (2007),
Miles et al. (1996) and Russel and Whitmarsh (2003).
2. Between the Newfoundland-Azores-Gibraltar lineation and
the Fifteen-Twenty FZ after Müller et al. (1997) and (1999).
3. South of the Fifteen-Twenty FZ after Müller et al. (1997).
DEEP-SEA DRILL SITES
The deep-sea drilling sites occupied by the international scientific
consortia of DSDP (IPOD), ODP, IODP are shown as black
stars with their site identification number. Only those holes that
reached basaltic basement or marginal thinned continental crust
are shown. These drill-holes are important because the basalt
sampled can be dated using radiometric techniques and sediment
sampled immediately above the basement can be dated from
their microfauna. In the latter case the age of the oceanic crust
predates the sediment age. As referred to above, these samples
permit control on the age of the oceanic crust and calibration of
the magnetic anomaly timescale reversal sequences. However,
Sibuet et al. (2007) showed that the serpentinization process in
some regions can also result in the formation of magnetic grains
which produce magnetic anomalies similar to those of typical
oceanic crust.
STRUCTURAL FEATURES
The following structural features have been mapped: axes of
oceanic accretion (mid-ocean ridges) with full present day
spreading rate scalers in cm y-1; extinct spreading axes in the
Baffin Bay, Labrador Sea, Norwegian Sea, Bay of Biscay, Scotia
Sea and Southern Ocean. Principal selected transform faults,
with their fracture zone extensions, are mapped from satellite
gravity and published texts. Extensions to, inferred and other
FZs can be seen from magnetic anomaly pick sequences.
SEDIMENT THICKNESS
Compilations of sediment thickness, principally from seismic
reflection measurements, can be rare and often generalized.
However the Atlantic Ocean has coverage from the NGDC
world sediment thickness grid. This has been used to construct
1km isopachs (lines of equal thickness) shown as dashed lines
with an overprinted grey hue whose intensity increases between
1 and 15km. The thickest sediments occur along the continental
margins and thick sediment fans extend seaward of the large
river deltas and estuaries such as the St Laurence (Laurentian
Channel), Amazon cone and Congo Fan.
ANOMALOUS SUBMARINE PLATEAUS
Bathymetric highs associated with anomalous volcanic
basement (seamounts, ‘aseismic’ ridges, oceanic plateaux,
features of uncertain or disputed origin and selected significant
buried basement features) are shown in a pale yellow hue.
Notable features include the J anomaly Ridge2 south of the
Grand Banks, the Greenland-Iceland, the Faeroes ridges, Azores
triple junction, Walvis Ridge and Rio Grande Plateau.
Barbados is the emergent part of a large sedimentary accretion
over 15km thick associated with the convergence of the North
American/South American plates, and Caribbean tectonic
plate. Here sediment is being taken from the descending oceanic
plate and piled up along the plate boundary to form complex
sedimentry structures, shear zones and methane hydrates.
SUBDUCTION ZONES
Two subduction zones exist in the Atlantic Ocean/Southern
Ocean, facing the Lesser Antilles and the Sandwich island arcs.
The under-thrusting and relatively cold oceanic crust of the
North and South American plate(s) is progressively heated as it
is forced down into the plastic asthenopheric mantle beneath the
Caribbean and Scotia plates. It becomes dehydrated and triggers
ZONE OF OCEANIC CRUST DEFORMATION
East of the Lesser Antilles Island Arc, and coincident with the
diffuse boundary between the North and South American Plates,
is a region of deformation caused by adjacent compressional and
2 The J Anomaly Ridge lies beneath the J Magnetic Anomaly at the young end
(M-4 to M-0, Barremian) of the M series magnetic anomalies (cf. Tucholke
and Ludwig, 1982).
7
THE SEAFLOOR SPREADING RIDGES
tensional forces. The compressional stress of this sector has led
to the formation of the Tiburon and Barracuda ridges. Another
region of deformation exists across the Azores – Gibraltar plate
boundary between the Eurasian and African Plates. These areas
are shown overprinted with hatching. They are associated with
diffuse seismicity. They also reflect the complex tectonics along
the south western Eurasian Plate margin.
An additional zone of deformation is shown along the Rio
Grande Plateau, a hot-spot trail, and may not represent the same
structure as seen in true oceanic crust.
The Atlantic Ocean spreading centre – generically known
as the Mid-Atlantic Ridge (MAR) – is also known as the
Reykjanes Ridge between the Charlie-Gibbs FZ and Iceland,
the Kolbeinsey Ridge north of Iceland to the Jan Mayen FZ and
the Mohns Ridge to the north. It forms the boundary between
the North American and Eurasian/African Plates and that
between the South American and African Plates. In the South
Atlantic the MAR bifurcates at the Bouvet Triple Junction into
the Southwest Indian and America-Antarctica ridges to bound
the Antarctic Plate. These plate boundaries ware created from
evolving phases of spreading during the Mesozoic and Cenozoic
Eras, at different times and at different rates. This can be seen
on the map by the width of the coloured strips located on either
side of the ridge; these bands represent the area of oceanic
floor generated by the ridge during the time of a geological
stratigraphic Series or time Epoch (i.e. Late Cretaceous) since
early in the Jurassic Period. The thin black arrows that overprint
the ridge axes give the (combined) spreading rate scaler.
CONTINENTAL MARGINS
The delineations used in this map between continental shelf,
slope and oceanic crust should not be confused with the
legal term ‘extended continental shelf’ used in the United
Nations Convention on the Law of the Sea (UNCLOS). The
latter is a political boundary constructed by the application of
parameters laid down by the UNCLOS Article 76 which applies
morphological and geological factors in specific contexts not
used here.
The continental margin represents that part of the continent
situated at depth beneath sea level. It extends from the outer
continental shelf – more or less arbitrarily bounded by the 200m
isobath – to a continental slope and rise that meets oceanic crust
at an average water depth of about 3000m. In this map the slope
is not always shown to include its full morphology sensu stricto,
but as a representation of its location bounding the shelf edge
and deep water or outer banks. Sediment fans and extended
continental rises are not included as slope where they would
obscure sediment thickness contours. The continent-ocean
boundary may also lie beneath the lower slope and extended
continental rises.
The shelf (<200m) is shown in white, generally without any
other information. The slope is in a light blue/grey and can
contain some structural information relevant to the adjacent
ocean structure or rifting. It is also extended onto deeper shelf
areas to highlight channels (Laurentian Channel). As island arcs
are built-up seafloor features, their submarine areas are treated
as slope.
An addition to this map is “thinned continental crust”. This is
to show, where possible, the relationship of continental crust
thinned during rifting and full seafloor spreading to oceanic
crust, notably off Iberia and Newfoundland. It also appears
adjacent to the continental blocks formed during the staggered
tectonic evolution of the ocean (Rockall Bank, Jan Mayen
and The Grand Banks). Thinned continental crust is shown
as continental slope but with the sediment thickness shading
included.
OVERVIEW OF THE OPENING OF THE ATLANTIC
OCEAN AND ADJACENT OCEAN BASINS
The breakup of Pangea initiated the formation of the Atlantic
Ocean with rifting during Early to Middle Jurassic time that
separated Gondwana (South America, Africa and other southern
continental masses) from Laurasia (North America and Eurasia).
Spreading was well established by CM21 time when incipient
seafloor spreading began in the Caribbean to separate South and
Central America.
Prior to this, east-west orientated Early Jurassic rifting between
Africa and Antarctica began at around 190 Ma. This initiated the
Karoo volcanics and extended along the east African margin into
the Somali basin at CM22 time (152Ma). Contemporaneously,
initial Late Jurassic spreading in the Weddell Sea followed early
stage basin development between South America and South
Africa that began in the Late Triassic followed by ~20myr
rifting.
During the Early Cretaceous seafloor spreading continued in
the Weddell Sea leading to separation of the Falkland Plateau
from Antarctica by CM12 (135Ma). North – south spreading
was now well established in the Mozambique Basin driving the
separation of Africa and Antarctica. The Georgia Basin, located
east of Maurice Ewing Bank may have intiated slightly earlier
than the South Atlantic.
The South Atlantic now opened, and still does to the present
day, with CM0 recognisable on both margins. The Falkland
Plateau then moved away from the southern tip of Africa
allowing a deep water connection between the Atlantic and
Indian Oceans.
From the Late Cretaceous to the Late Paleocene the three major
Gondwana fragments continued to drift apart along a series of
mid-ocean ridges. A series of major plate adjustments occurred
along the Pacific margin leading to the formation of the Scotia
Sea through separation of the Falkland Plateau and the Antarctic
peninsula. Throughout the Cretaceous the western margin of
Antarctica and South America was a subduction zone. Later
extension of the continental fragments in this region established
the deep water pathways that exist today.
Early Miocene plate reorganisation rendered the Scotia Sea
spreading centre inactive. A consequence of this was an
eastward translation of South Georgia and the formation of the
North Scotia Ridge.
Also new is the representation of seaward dipping reflector
sequences (SDRs) compiled from various sources. They are
indicated by a pale red hue and are shown only where they exist
beyond the shelf edge.
TRANSITIONAL CRUST
Notably, in the Newfoundland basin and Iberia Abyssal Plain are
two regions of transitional crust shown in dark green. They are
in fact regions of sub-continental lithospheric mantle exhumed
around the time of the Aptian - Albian boundary between clear
continental crust and normal oceanic crust (Tucholke et al.,
2007; Sibuet et al., 2007). These regions are 150-180km wide
and include the M series of magnetic anomalies in these areas
shown as CM0 and CM3 on the map.
8
As explained, these earthquakes are not distributed randomly,
rather they define accurately the plate boundaries and faults.
At the MAR seismicity is generated by tensional stress exerted
by the injection of magma at the axis of the ridge (oceanic
accretion). At transform faults the shear stress is caused from
opposite movements along the fault between the offset ridge
axes either side of the fault. Both these causes of earthquakes
are generally shallow and of low magnitude.
After rifting, Africa continued to separate from South America
in the south and at CM11 time (~132 Ma, Early Cretaceous),
Iberia, already fully disconnected from Africa, moved apart
from the Eurasian Plate when opening the Bay of Biscay.
Rifting then began between North America and Eurasia
(Gibraltar – Rockall) and seafloor spreading may have started
in the Tagus Abyssal Plain by CM3 time (~124 Ma, midEarly Cretaceous), possibly the earliest identifiable anomaly
in that region. After this, mantle exhumation developed in the
Newfoundland basin and Iberia margin, the J anomaly Ridge
and Madeira-Torre Rise formed and normal seafloor spreading
resumed and migrated north to establish seafloor spreading by
C34 (84 Ma, Late Cretaceous) and later into the Labrador Sea.
The Labrador Sea opened by C30 at the latest, although a C32
pick (~72 Ma, latest Cretaceous) is plotted from the data set
in crust of unknown age. Spreading then extended to the west
of Rockall by C24 time (~52 Ma, early Eocene) to separate
Greenland and Eurasia and then ceased first in the Baffin Bay and
then in the Labrador Sea between C20 and C13 time respectively
(45 - 33 Ma, mid-Eocene to basal Oligocene) leaving strike slip
motion in the Davis Strait. The new spreading centre between
Greenland and Eurasia (Rockall), formed first along the proto
Reykjanes and Mohns Ridges, and then by C13 time along a
now fossil Aegir Ridge. The latter was abandoned by C7 time
(~26 Ma, late Oligocene) when the Jan Mayen continental block
separated from Greenland and spreading jumped to Iceland.
During this time Iberia moved north to partially close the Bay of
Biscay and began to move with Eurasia.
The MAR is offset by fracture zones of various scales. These
express the response to tectonic plates’ motions on a curved
Earth. They also play an important role in the circulation of
deep-sea currents in that they form breaches in submarine ridges
that normally would impede the circulation of bottom waters
essential to maintain the climatically important, nutrient rich
ocean circulation pathways.
There is a concentration of earthquakes along the Lesser
Antilles Island Arc. This is the only active subduction zone in
the North Atlantic Ocean and forms the boundary between the
oceanic crust of both American Plates which is being underthrust beneath the Caribbean Plate. Friction occurring at the
sloping interface between the two plates produces the stresses
that generate seismicity during their release, and features what
is known as a “Wadati-Benioff zone” which in this region
generates the whole range of earthquake magnitudes and focal
depths.
The same process occurs for the seismicity of the South Sandwich
island arc where the oceanic crust of the South American plate
dips beneath the crust of South Sandwich microplate.
Other earthquakes are seen to be associated with the east
and west areas of crustal deformation – both associated with
plate boundary adjustments. Also the Azores triple junction
bathymetric high volcanic centre, associated with the MAR,
shows some off axis activity.
GEODYNAMIC SKETCH
The Geodynamic sketch gives an overview of the configuration
of the plate boundaries from the Norwegian – Greenland Sea to
the Southern Ocean at the present time. Ten lithospheric plates
appear in the map:
− The large North American, South American, Antarctic,
African and Eurasian plates;
− The mid-sized Caribbean, Cocos, Nazca (the latter two only
very partially), and Scotia plates;
− The South Sandwich and South Shetland micro-plates.
The main bathymetric features, including principal fracture
zones, are included with their toponomy. It also identifies the
major oceanic plateaux and significant seamount chains. The
regions associated with each tectonic plate are colour coded
and differentiate, in a generalized way, between oceanic and
continental regimes. Isolated micro-continents (e.g. the Jan
Mayen micro-continent in the uppermost part of the map),
outer banks and thinned continental crust are shown in their
continental context.
MARGINAL SEAS
Three marginal seas have connections with the Atlantic Ocean.
Within the frame of the map, two appear partially (Mediterranean
and Caribbean seas) and one fully (Scotia Sea). The first two
experienced a very complex history if compared to the more
recent Scotia Sea, and their structural map is either published
in June 2012 (Mediterranean) or in progress (Caribbean). This
is the reason why their structural pattern is here oversimplified.
The basement of the Caribbean Sea is mainly formed of a
complex oceanic crust and was shown by a grey stipple on a
white background.
SEISMICITY
Seismicity is an important parameter in the study of current
regional geodynamics. It underlines the limits of the lithospheric
plates (spreading axes, transform faults and subduction
zones) and active intra-plate rifting. Earthquake epicentres
are symbolized with open diamonds and are shown for both
on and off-shore occurrences. The time interval used for the
occurrences is from 1973 to 2006 in order to both represent
activity and maintain clarity. Also to this end only 4 categories
of earthquake magnitude have been selected for display, the
symbol size increasing for magnitude ranges 5.0-5.9; 6.0-6.9;
7.0-7.9; 8.0 and greater. The 4 categories of focal depths are
shown as colour coding of the diamonds for depths 0-35 km;
36-70 km; 71-300 km and 301-700 km.
P.R. Miles & Ph. Bouysse, CCGM, Paris
June 2012
Acknowledgements:
G.M. Elliott, Imperial College, London.
J-C. Sibuet, Ifremer, Brest.
9
PHYSIOGRAPHIC MAP O
CARTE PHYSIOGRAPHIQUE
Compiled by
Alexandra Rob
Me
Data: GEBCO 2008 - 30 arc second grad.
World Mercator datum: WGS84
-8648 -7500
-5000
-2500
OF THE ATLANTIC OCEAN
E DE L’OCÉAN ATLANTIQUE
/ Compilée par
bert (ENS, Paris)
eters
Isobaths: every 1000 m
0
2500
5000
6813
Isobathes : tous les 1000 m
CARTE STRUCTURALE DE L’ATLANTIQUE
A l’échelle de 1/20 000 000
1e édition - 2012
NOTES EXPLICATIVES
RESUMÉ
Ce fascicule accompagne la Carte Structurale de l’Océan Atlantique qui synthétise les interprétations géologiques et les données géophysiques, couvrant plusieurs décennies, compilées à
partir des campagnes en mer et des publications qui en ont résulté.
La carte principale, structurale, représente l’océan et les continents qui l’encadrent avec leurs
traits structuraux simplifiés. Dans le domaine océanique sont représentés les éléments suivants:
• Âge de la croûte océanique, par époques.
• Positions des anomalies magnétiques standard (ou «chrone»), là où elles ont été mesurées ou
interprétées.
• Axes d’expansion océanique, actifs et fossiles.
• Failles transformantes et zones de fracture.
• Reliefs sous-marins «anormaux» et zones de subduction.
• Séquences des réflecteurs océaniques pentés vers l’océan (SDRs).
• Épicentre des séismes et profondeurs des foyers.
• Points-chauds.
• Sites de forages océaniques profonds (DSDP, IPOD, ODP, IODP) où le substratum ou la
croûte transitionnelle ont été atteints.
• Épaisseur des sédiments, les isopaques étant dessinées sur la croûte océanique ou sur les
secteurs de croûte continentale amincie.
• Zones de déformation crustale océanique
Représentation des éléments de géologie continentale liés à l’ouverture de l’océan Atlantique.
La carte structurale est accompagnée d’une Esquisse géodynamique (en encart dans la carte)
et d’une Carte physiographique (insérée au centre de ces notes). Ces deux documents annexes
montrent la disposition des plaques lithosphériques qui couvrent ou enserrent le domaine atlantique, la morphologie de l’ensemble, ainsi que la toponymie d’un certain nombre de structures
sous-marines évoquées dans le texte.
AVANT PROPOS
La Commission de la Carte Géologique du Monde (CCGM/CGMW) est une organisation non-gouvernementale
(ONG) scientifique de catégorie A pour l’UNESCO et affiliée à l’Union Internationale des Sciences Géologiques
(IUGS). Elle a vu le jour, sous une forme embryonnaire, en 1881 lors du 2e Congrès Géologique International (CGI)
de Bologne. Dans les années 1980, la CCGM a co-publié avec l’UNESCO, et pour la première fois, les cartes à petite
échelle des cinq océans de la planète (comprenant l’océan «Antarctique») incluses dans l’Atlas Géologique du Monde.
Deux décennies plus tard, notre connaissance de la nature du fonds des océans avait tant progressé que la Commission
a décidé de mettre en chantier un nouveau type de programme de cartographie des fonds marins, à l’échelle d’un
océan ou d’une mer marginale, dont la première sortie est la Carte Structurale de l’Océan Indien (2004). La présente
carte couvrant la totalité de l’océan Atlantique1, publiée pour le 34e CGI de Brisbane (2012), est la troisième de cette
série et constitue l’extension de la Carte Structurale de l’Atlantique Nord (2008), qu’elle remplace. Elle recouvre la
partie SW de l’océan Indien. La carte a bénéficié pour sa réalisation d’un soutien financier de l’UNECO, du Service
Géologique du Norvège (2008) et de l’IFREMER.
1 Auteurs de la carte : Peter Miles, Philippe Bouysse et Kaiser de Souza avec les contributions de Brian Tucholke, Carmen Gaina,
Laurent Gernigon, Dietmar Müller, Alexandra Robert et le GEUS.
12
CARTOGRAPHIER UN OCÉAN
PHYSIOGRAPHIE
Réaliser la carte d’un océan en essayant de synthétiser de la
manière la plus appropriée ses caractéristiques principales dans
le domaine des sciences de la Terre, n’est pas un exercice aussi
facile qu’on pourrait le penser. En voici les raisons:
Comme on vient de le dire, il aurait été très difficile d’ajouter
sur la carte principale quelque information complémentaire que
ce soit, sans en affecter sa perception visuelle. Cela s’applique
tout particulièrement au volet physiographique. Les bases de
données géophysiques permettent maintenant de produire des
images numérisées à haute résolution de la physiographie de
toute la surface terrestre, émergée et immergée, en utilisant une
représentation du relief combinant couleur et ombrage. Ces
procédés de représentation sont dérivés d’ensembles de données
altimétriques et bathymétriques et fournissent des images de
plus en plus précises et d’une grande qualité esthétique. Pour
toutes ces raisons, il a été jugé nécessaire de reporter l’esquisse
physiographique dans les présentes “Notes explicatives”, mais
réduite au format A3.
• La carte ne peut pas être une carte géologique, au
sens strict du terme, c.-à.-d. représentant la nature des
formations affleurantes (ou sub-affleurantes) comme
c’est le cas pour les cartes géologiques régulières
levées à terre. Sinon, la plus grande partie des surfaces
sous-marines serait représentée par des sédiments plioquaternaires.
• La carte ne peut pas correspondre, non plus, à une
carte tectonique en raison de l’évolution spécifique de
la lithosphère océanique dont l’age ne dépasse jamais
les quelque 200 Ma.2
• La carte n’est pas la simple cartographie d’un paramètre
géophysique (carte de la sismicité, des différentes
anomalies gravimétriques, du flux de chaleur,…).
• La carte devrait inclure des éléments de la géologie
des terres émergées (continents environnants et
îles disséminées au sein de l’océan), alors que ce
n’est pas le cas, jusqu’à présent, pour la plupart
des cartes consacrées aux océans. En effet, de
telles informations sont susceptibles d’apporter un
éclairage complémentaire à la compréhension de
l’évolution du bassin océanique, comme par exemple
la correspondance des boucliers précambriens de part
et d’autre du bassin océanique, ou la relation d’une
subduction avec l’arc volcanique correspondant.
• Enfin, la carte ne peut pas être le simple empilement
des donnés géologiques et géophysiques qui décrivent
cet océan. Une sélection raisonnée de ces dernières est
indispensable pour éviter qu’une telle accumulation ne
compromette un équilibre acceptable entre lisibilité et
niveau d’information.
CARTE STRUCTURALE
INTRODUCTION
L’océan Atlantique résulte de l’éclatement du super-continent
Pangée, qui commença à se produire quand ce qui est maintenant
l’Amérique du Nord se sépara de l’Afrique pour former au
Jurassique moyen et supérieur, l’Atlantique nord-central,
extension occidentale de l’océan Téthysien d’orientation sublatitudinale. S’individualisent ainsi les super-continents Laurasia
(Amérique du Nord et Eurasie) et Gondwana (Amérique du Sud,
Afrique, Arabie, Inde, Madagascar, Australie, et Antarctique).
Une deuxième phase de rupture a lieu lorsque le Gondwana
se divise lui-même en plusieurs blocs continentaux. En ce qui
concerne l’Atlantique Sud, il s’agit d’abord du rifting entre
l’Afrique et l’Antarctique, puis de l’Amérique du Sud se séparant,
progressivement, de l’Afrique, du sud vers le nord. Enfin,
l’Amérique du Nord et le Groenland se détachent de l’Eurasie
pour ouvrir le NW de l’Atlantique et la mer de Norvège. Ainsi,
les océans Atlantique et Indien continuent leur expansion, en
stoppant l’extension téthysienne, et l’Atlantique va désormais
croître suivant un axe subméridien. Ensuite, le mouvement de
la plaque Afrique passe d’une direction W à une direction NW,
vers l’Europe, tandis que l’Amérique du Sud commence à se
déplacer vers le N. L’interaction de ces mouvements avec ceux
des plaques Cocos, Nazca, et Caraïbe génère un ensemble de
frontière complexe pour la plaque Caraïbe qui affronte la croûte
océanique de l’Atlantique Central. À cet endroit, la frontière
entre les plaques Amérique du Nord et Amérique du Sud est mal
définie et est distribuée le long d’une bande qui fait face à la
convexité de l’arc insulaire des Petites Antilles.
Pour toutes ces raisons, nous avons choisi de dénommer ce type
de concept cartographique, “Carte Structurale», un terme qui
n’est pas trop connoté sémantiquement.
En ce qui concerne la taille de la carte imprimée, l’expérience
nous a conduits a adopter un format raisonnable, car de trop
grandes dimensions occasionnent de nombreux inconvénients:
limitation due à la taille des presses, problèmes de manutention
et d’espace pour le stockage et l’affichage mural, nécessité de
proposer un prix de vente attractif. C’est pourquoi l’échelle finale
d’impression est le 1/20 000 000 (à l’équateur), et correspond à
celle de la Carte Structurale de l’Océan Indien. La projection
de Mercator utilise l’ellipsoïde WGS-84 généralement adopté
par la commodité des sciences océanographiques, comme
l’Organisation Hydrogéographique Internationale et la
Commission Océanographique Intergouvernementale. En
conséquence, les limites nord et sud de la carte ont été fixées à
72°N et 72° S afin d’éviter une trop grande distorsion des régions
polaires, tout en préservant des détails intéressants en mer de
Norvège-Groenland et dans l’océan Austral/mer de Weddell.
ZONES ÉMERGÉES
Sur cette carte, les zones émergées ont été représentées
d’une manière un peu différente de celle qui avait été retenue
précédemment pour les cartes CCGM des océans. La géologie
a été simplifiée et l’accent a été mis sur les facteurs de premier
ordre qui ont été impliqués dans la genèse et l’évolution de
l’océan de l’océan Atlantique, ressortissant principalement à
une activité magmatique importante (points-chauds, grandes
provinces magma- tiques ou LIP en anglais), mais aussi à une
fracturation intra-continentale profonde (grabens). C’est la
raison pour laquelle la longue chaîne volcanique des Andes, la
séquence LIP du Karoo (vers 183 Ma) antérieure au rifting de
l’Atlantique Sud, ou les secteurs volcaniques isolés, à l’intérieur
des continents, comme le Hoggar ou le Tibesti, n’ont pas été
représentés. Ci-après, on trouvera quelques commentaires
sur les différents éléments de la légende consacrée aux zones
émergées.
Afin de maintenir la lisibilité de la carte, dans le cadre d’une
impression en format A0, la Carte Structurale de l’Océan
Atlantique comprend une carte structurale principale,
accompagné d’une Esquisse Géodynamique en encart. A
l’intérieur de ces Notes explicatives, on trouvera une Carte
Physiographique.
2 Ma = million d’années
13
précambrien
L’Archéen et le Protérozoïque qui constituent quelque 4 Ga de
l’histoire de la Terre ont été regroupés dans l’unité Précambrien
(contours tiré de la 3e édition de la Carte Géologique du Monde,
2010) qui montre l’extension des affleurements des vieilles
zones cratoniques. Cependant, certains secteurs des Appalaches,
de la péninsule Ibérique et de France, peuvent localement inclure
des formations du Néoprotérozoïque-Paléozoïque inférieur
indifférencié. Un petit affleurement de Mesoprotérozoïque a été
reporté sur l’extrémité sud de l’île Ouest-Falkland.
l’importance des restes de trapps en Namibie étaient limités à une
zone côtière (cf. La Carte Géologique du Monde, 2010). Mais la
découverte, par forage, de basaltes contemporains enfouis dans
l’Angola oriental permet d’étendre significativement vers l’est,
la superficie initiale de ces trapps (cf. Sub-Kalahari Geological
Map, 2001; D. Frizon de Lamotte et F. Guillocheau, pers. comm.
2011).
LIGNE CHAUDE DU CAMEROUN
Cette ligne volcanique qui s’étend des approches méridionales
du lac Tchad jusqu’à la petite île de Pagalu (ex-Annobon)
dans le golfe de Guinée, affecte une lithosphère continentale
puis océanique, ce qui est inhabituel. De plus, cette “ligne du
Camerounˮ montre que les âges des édifices éruptifs ne sont pas
en accord avec une migration régulière au cours du temps. Le
volcan actif du Mont Cameroun se trouve au milieu de cette
ligne. C’est pourquoi ce genre de linéament volcanique, qui ne
correspond donc pas à l’image classique d’une trace de pointchaud, a été dénommé “ligne-chaudeˮ. La distribution des âges
du volcanisme effusif et des complexes plutoniques associés,
s’étend de 70 Ma à l’Actuel (Deruelle et al., 2007). Ces auteurs
ont postulé que les manifestations de ce magmatisme sont
contrôlées par des décrochements continentaux, obliques par
rapport à cette ligne, situés dans le prolongement des zones
de fracture actuelles du domaine océanique. Cet alignement
cénozoïque est plus ou moins parallèle au système, antérieur,
des grabens de la Benoué. En même temps que la ligne du
Cameroun sensu stricto, identifiable par une couleur rouge vif,
on a reporté un magmatisme probablement parent, comme des
cônes de scories quaternaires de la région de Jos, dans le Nigeria
central.
PROVINCE MAGMATIQUE DE L’ATLANTIQUE CENTRAL
(CAMP)
À la limite Trias-Jurassique (il y a 200 Ma) se produit un
événement majeur lié au rifting de la Pangée conduisant à
l’ouverture de la partie centrale de l’Atlantique et probablement
à la deuxième plus grande extinction en masse d’organismes
vivants. Il s’ensuit un épanchement catastrophique d’énormes
volumes de laves basaltiques dans l’est de l’Amérique du
Nord, le nord de l’Amérique du Sud, l’Afrique Occidentale, et
du sud-ouest de l’Europe et dénommé “Province Magmatique
de l’Atlantique Centralˮ (cf. Hames et al, 2003). La crise
magmatique aurait produit, d’après les reconstitutions, la plus
grande surface de trapps (ou “basaltes de plateauxˮ issus de
laves très fluides) connue à ce jour, avec quelque 7 x 106 km²
de superficie, et peut-être même plus si l’on prend en compte
des couches particulières, de même âge, repérées dans le bâti
des marges continentales bordières. Aujourd’hui, il n’en reste
que des témoins représentés par des dykes profondément érodés
et des sills associés, des affleurements de laves relativement
réduits, et des occurrences enfouies pouvant couvrir des surfaces
relativement grandes, comme dans le graben de l’Amazone ou
dans la région à cheval sur le Maroc, l’Algérie et la Mauritanie.
Une image simplifiée de ces indices éparpillés est donné dans
la carte, à partir de publications (Chabou et al, 2007; Jourdan
et al, 2003; Jourdan et al, 2009; Knight et al., 2004; McHone,
2000; Ragland et al., 1984). Ces témoins s’étendent depuis
les cratons d’Amazonie et d’Afrique occidentale dans le Sud,
jusqu’à Terre-Neuve et la Bretagne (dyke Kerforne), dans le
nord. La ligne en tiretés vert donne une idée approximative de
l’extension originelle de cette énorme province magmatique.
De petits affleurements de sills doléritiques (“ophitesˮ) dans les
Pyrénées sont issus de l’événement CAMP (Rossi et al., 2003)
et sont figurés par des points.
VOLCANISME PALÉOGÈNE
Un large secteur de volcanisme tholeiitique caractérise une
“Province Magmatique Nord-Atlantiqueˮ, lié à l’activité du
puissant point-chaud de l’Islande au cours du Paléogène, et
qui coïncide avec l’ouverture de la partie nord de l’océan
l’Atlantique (au nord de la ZF de Bight). A terre, le volcanisme
s’étend depuis une zone relativement restreinte de l’île de Baffin
jusqu’à l’Écosse occidentale (p. ex. la Chaussée des Géants en
Irlande), et comprenant les trapps du Groenland visibles à la fois
sur les côtes est et ouest du Groenland et les îles Féroé.
VOLCANISME NÉOGÈNE
Cette unité cartographique s’applique uniquement aux îles
et archipels intra-océaniques (de Jan Mayen au nord jusqu’à
Bouvet au sud) qui, à l’exception de l’Islande, n’apparaissent
sur la carte que comme des petits points. Cet âge néogène ne
correspond qu’aux formations de surface, quel que soit l’âge de
leur substratum. L’Islande, d’une superficie de quelque 100 000
km² est traversée par le système d’expansion océanique de
l’Atlantique. Ce dispositif, à terre, est plus complexe (cf. la Carte
Géologique de l’Arctique, 2011) que celui qui caractérise, en
mer, une ride d’accrétion océanique. Cette particularité résulte
de l’interaction d’un point-chaud très actif avec le mécanisme
d’expansion généré par la seule tectonique des plaques.
Ce même mode de représentation est appliqué à la partie émergée
de la ligne volcanique actuelle produite par la subduction de la
croûte océanique atlantique dans les hiatus ménagés entre les
masses continentales d’Amérique du Nord et du Sud, pour les
Petites Antilles, et d’Amérique du Sud et d’Antarctique, pour les
Sandwich du Sud; ces deux arcs insulaires étant assez similaires
pour la forme et la taille, mais dissemblables en ce qui concerne
leur évolution géologique.
RIFTING DU CRÉTACÉ INFÉRIEUR
Au cours du Crétacé inférieur, une phase de rifting continental
est connectée au rifting principal qui a conduit à l’expansion
océanique de l’Atlantique Sud. Elle est marqué par une
structuration en grabens (naguère appelés “aulacogènesˮ,
désignant un rifting pré-océanique avorté) : il s’agit du système
de grabens de la Bénoué qui s’étend vers l’Afrique Centrale,
et du grand graben conjugué de l’Amazone. Ces derniers sont
représentés sur la carte par la ligne isopaque des 3000 m de
remplissage sédimentaire (cf. la Carte Tectonique de l’Afrique,
2010; la Carte Tectonique de l’Amérique du Sud, 1978).
TRAPPS DU PARANA-ETENDEKA
Au moment de leur formation, il y a environ 133 Ma
(Hauterivien), les vastes trapps du Parana (Brésil méridional)
ne formaient qu’une seule et même unité “LIPˮ avec ceux que
l’on retrouve aujourd’hui en Namibie dans la région d’Etendeka,
conséquemment à la phase d’activité paroxysmale (stade
panache) du point-chaud de Tristan da Cunha. Jusqu’à il y a peu,
14
POINTS-CHAUDS
Les différents types de “points-chaudˮ ont été reportés sur la
3ème édition de la Carte Géologique du Monde (2010). Dans
cette carte de l’Atlantique, n’ont été retenus que 4 pointschauds océaniques typiques bien définis, et qui sont part ordre
d’importance (actuelle) décroissante du nord au sud : Islande,
Açores, Tristan da Cunha et Bouvet. Tous les quatre, centrés
sur une île ou sur un archipel, sont situés non loin d’un axe
d’expansion océanique active. Celui d’Islande est toujours très
productif. Celui de Tristan da Cunha a joué un rôle essentiel
dans la genèse de l’Atlantique Sud et l’édification des rides de
Walvis et du Rio Grande qui en matérialisent la trace au travers
de la croûte océanique. Aux Açores, le point-chaud est encore
bien actif et marqué par le bombement thermique qui affecte la
ride d’expansion océanique, au carrefour des plaques Amérique
du Nord-Eurasie-Afrique.
océanique dans certaines zones. En légende, est fourni un tableau
donnant la liste de chaque anomalie standard et de son âge, en
suivant l’échelle temporelle géomagnétique de Cande & Kent
(1995) pour les chrones C1o (0,78 Ma) à C33o (79,08 Ma), et
celle de Gradstein et al. (1994) pour C34 (83,0 Ma). Ces points
sont figurés par un petit cercle évidé rempli par d’une couleur
spécifique à chaque magnétochrone. Comme il n’existe pas une
série unique de données pour les chrones pour l’ensemble de la
carte, ces anomalies sont réparties en trois sections :
1. Au nord de la zone de fracture Terre-Neuve – Açores –
Gibraltar, d’après Gaina et al. (2002) et Müller et al. (1997),
avec les anomalies 13y à 34y dans le bassin de Terre-Neuve et
la plaine abyssale ibérique. L’anomalie C20 est représentée
par C20o et C20y, respectivement au nord et au sud de cette
fracture. Les anomalies M0 et M3 sont également reportées
dans la partie nord, d’après Tucholke et al. (2007), Miles et
al. (1996) et Russel et Whitmarsh (2003).
2. Entre la zone de fracture Terre-Neuve – Açores – Gibraltar et
la Fifteen-Twenty FZ, d’après Müller et al. (1977) et (1999).
3. Au sud de la Fifteen-Twenty FZ, d’après Müller et al. (1997).
OROGÈNES “ALPINS”
L’évolution de l’Atlantique est contemporaine de la genèse et de
l’évolution des chaînes “alpinesˮ, prises dans leur sens le plus
large. C’est pourquoi leur emplacement a été signalé sur la carte
par un symbole spécifique qui en marque approximativement
leurs limites. Dans le cadre de la Carte, sont concernées :
péninsule Antarctique, Andes, Alpes-Jura, Pyrénées, Bétique et
Maghrébides.
ÉLÉMENTS STRUCTURAUX
Les éléments structuraux suivants ont été représentés: axes
d’accrétion océanique (rides médio-océaniques, ou encore
dorsales d’expansion), avec indication du taux global
d’expansion actuel en cm/an; axes d’expansion fossiles dans la
baie de Baffin, la mer du Labrador, la mer de Norvège, le golfe
de Gascogne, la mer du Scotia et l’océan Austral. Les principales
failles transformantes et les zones de fracture qui les prolongent
ont été cartographiées d’après les données gravimétriques
satellitaires et la littérature afférente. L’extension des zones de
fracture peut être déduite du décalage qui apparaît entre certaines
séquences de «picks».
ZONES SOUS-MARINES
ANOMALIES MAGNÉTIQUES
OCÉANIQUE
ET
ÂGE
DE
LA
CROÛTE
Lorsque les laves qui remontent à l’axe d’expansion des dorsales
médio-océaniques (abréviation anglaise : MOR) refroidissent,
elle fossilisent le vecteur (normal ou inverse) et l’intensité du
champ magnétique terrestre de l’époque pour engendrer des
anomalies linéaires et (généralement) identifiables. Et comme
ces laves sont accrétées au plancher océanique qui court le
long de l’axe d’expansion océanique – l’élément majeur de la
structure d’un océan – elles peuvent être datées en utilisant une
échelle chronologique de la séquence des inversions du champ
géomagnétique. Cela a pu être obtenu grâce à la corrélation des
anomalies des âges du socle océanique (généralement obtenu
grâce aux sédiments immédiatement sus-jacents) avec les
forages océaniques profonds. En utilisant l’identification des
anomalies magnétiques, il est alors possible de cartographier
les âges de la croûte océanique et d’en mesurer l’évolution des
taux d’expansion d’un océan. Les croûtes, qu’elles soient d’âge
inconnu, encore controversé, ou de type non résolu (océanique ?,
continental étiré ?) sont représentées en gris sombre pour les
différencier soit de celles qui ont bien été identifiées, soit d’une
croûte de nature continentale amincie, en gris moyen.
Ce sont les âges chronostratigraphiques (“époquesˮ),
reprenant principalement les couleurs géologiques RGB de
la Commission Internationale de Stratigraphie (ICS) qui ont
étés représentées ici, et non pas les âges géomagnétiques (ou
“chronesˮ), correspondant à la chronologie des inversions
géomagnétiques utilisées par les géophysiciens. Ce choix a
été fait afin d’être en cohérence avec l’échelle des événements
géologiques (p. ex., la limite K/T). Ces âges géologiques de la
croûte océanique ont été obtenus par interpolation des données
numérisées des anomalies magnétiques de Müller et al. (1997).
Toutefois, nous avons tenu à reporter la localisation exacte des
principaux points de mesure (“pickˮ) utilisés pour le calcul des
âges chronostratigraphiques avec, en plus, des picks plus récents
qui autorisent une cartographie plus précise de l’expansion
“PLATEAUX OCÉANIQUESˮ,
“ANORMAUXˮ
RELIEFS
SOUS-MARINS
Les reliefs correspondent à un soubassement volcanique
anormal (monts sous-marins, rides «asismiques»/traces de
points-chauds, «plateaux océaniques», ou structures de nature
incertaine ou controversée, et une sélection significative de
structures enfouies du substratum ont été cartographiés dans
une teinte jaune pâle. Parmi ces reliefs on pourra noter la ride
de l’Anomalie J3 au sud des Grands Bancs (de Terre-Neuve), les
rides conjuguées de Groenland-Islande et des Féroé, le pointtriple des Açores, et les rides de Walvis et du Rio Grande.
ZONES DE SUBDUCTION
Il existe deux zones de subduction dans l’océan Atlantique (en
y incluant son extension dans l’“ocean Australˮ) et qui font face
aux arcs insulaires actifs des Petites Antilles et des Sandwich
du Sud. En plongeant sous la lithosphère de ces arcs, la croûte
océanique, relativement froide, des plaques Amérique du Nord
et/ou Amérique du Sud est progressivement réchauffée au fur et
à mesure qu’elle progresse dans le manteau asthénosphérique
plastique et plus chaud. Elle se déshydrate et provoque la fusion
partielle du manteau sus-jacent qui produit le magma qui édifie
les appareils volcaniques de l’arc. La zone de subduction, là
où les deux lithosphères entrent en contact, est représentée par
une ligne rouge avec triangles pleins de la même couleur. Au
front de l’arc des Petites Antilles, un puissant influx terrigène
3 La «ride de l’Anomalie J» se trouve sous l’anomalie magnétique «J», à la
15
terminaison «jeune» (M-4 à M-0, Barrémien) de la séquence «M» des
anomalies magnétiques qui va du mi-temps du Jurassique au milieu du
Crétacé inférieur (cf. Tucholke & Ludwig, 1982).
en provenance du sud (de l’Amazone et de l’Orénoque) a édifié
un énorme prisme d’accrétion sédimentaire qui atteint une
épaisseur de quelque 20 km à l’endroit où émerge l’île de La
Barbade (Casey Moore, 2000). L’extension distale de ce prisme
diminue en allant vers le nord et est en partie contrôlée par le
barrage constitué par les rides de Tiburon, puis de Barracuda, en
cours de subduction, légèrement obliques par rapport au vecteur
de convergence. Le front actif de ce prisme sédimentaire est
figuré par le même symbole que celui, plus général, des fronts
de chevauchement (ligne fine avec petits triangles pleins, en
rouge). Les vecteurs de subduction ont été reportés avec leur
azimut et le taux de convergence.
Au nord de l’arc Caraïbe (de forme en U ouvert vers l’ouest et
qui court de Cuba aux îles Bonaire-Curaçao-Aruba, en passant
par les Petites Antilles), la convergence qui affecte sa partie
médiane, se transforme en un système complexe de failles
décrochantes (voire transpressive) dont la fosse de Porto-Rico
en est le trait marquant. Au sud, cette convergence se traduit
en un ensemble encore plus complexe de grands accidents de
décrochement global dextre qui affecte essentiellement le bâti
continental du coin NW de l’Amérique du Sud, pour former la
terminaison septentrionale des Andes.
L’arc du Scotia4 a une forme et une taille très similaires à celle
des Petites Antilles, et il se transforme, au nord, en décrochement
sénestre longeant le plateau des Falkland pour se raccorder à
la partie occidentale du détroit de Magellan. Il n’est pas doté,
en face de l’arc insulaire des Sandwich du Sud5, d’un prisme
d’accrétion sédimentaire.
long des marges continentales; les éventails sédimentaires les
plus épais sont situés en face du débouché des grands deltas
et estuaires, comme ceux du St Laurent, de l’Amazone et du
Congo.
L’île de la Barbade est la partie émergée du très puissant prisme
d’accrétion sédimentaire, accumulé par la subduction de la croûte
atlantique (plaques Amérique du Nord et du Sud) sous l’arc des
Petites Antilles (plaque Caraïbe). Ici, la partie supérieure des
sédiments couvrant la plaque plongeante ont été “écrémésˮ par
la subduction, échappant ainsi à leur absorption dans le manteau
terrestre, et se sont empilés en écailles contre l’arc, formant des
structures sédimentaires complexes et des zones de cisaillement
d’où peuvent s’échapper des hydrates de méthane.
ZONE DE DÉFORMATION DE LA CROÛTE OCÉANIQUE
(cf. Carte «La tectonique des plaques depuis l’espace», 2006)
Le secteur compris entre les Petites Antilles et l’axe de la
dorsale d’expansion océanique qui lui fait face, fait l’objet de
déformations causées par des forces adjacentes de compression,
à l’ouest, et de tension, à l’est. C’est dans ce secteur que se situe
la frontière, mal définie, entre les plaques Amérique du Nord
et Amérique du Sud. Les contraintes de compression sont à
l’origine des rides de Tiburon et de Barracuda. Une autre zone où
s’exerce ce type de déformation s’étend des Açores à Gibraltar
et correspond à la limite diffuse entre les plaques Eurasie et
Afrique. Cette zone est le reflet de la tectonique complexe qui
caractérise la marge sud-ouest de la plaque Eurasie. Ces zones de
déformation sont associées à une sismicité diffuse. Sur la carte,
elles sont signalées par un tramé particulier, en surimpression
grise.
Une autre zone de déformation traverse le plateau océanique
du Rio Grande, au large du Brésil, considéré comme une trace
de point-chaud; elle peut ne pas représenter le même type de
structure que celles décrites précédemment qui, elles, n’affectent
qu’une croûte océanique simple.
FORAGES OCÉANIQUES PROFONDS
Les sites de forages océaniques profonds réalisés par les
regroupements scientifiques internationaux DSDP (IPOD),
ODP, IODF n’ont été indiqués par des étoiles noires (avec
numéro d’identification) qu’aux endroits où les sondages ont
atteint le substratum basaltique ou une croûte continentale
amincie en contrebas de la pente continentale. Ces forages sont
importants parce que le basalte échantillonné peut être daté par
les techniques radiométriques et aussi grâce à la microfaune des
sédiments qui le recouvrent. Dans ce dernier cas, l’âge de la
croûte océanique ne peut être qu’antérieur à celui du sédiment.
Comme on l’a dit plus haut, cet échantillonnage permet de
contrôler l’âge de la croûte océanique et de calibrer l’échelle
des âges des séquences d’inversion des anomalies magnétiques.
Toutefois, Sibuet et al. (2007) ont montré que la serpentinisation
des péridotites peut, en certains endroits, conduire à la formation
de grains magnétiques responsables d’anomalies magnétiques
semblables à celles d’une croûte océanique typique.
MARGES CONTINENTALES
Les représentations utilisées dans cette carte pour distinguer
le plateau continental et la pente continentale de la croûte
océanique ne doivent pas être confondues avec le terme légal
de “plateau continental étenduˮ employé par la Convention des
Nations Unies sur le Droit de la Mer (UNCLOS). Cette dernière
dénomination est un concept politique élaboré en appliquant des
paramètres considérés par l’article 76 de l’UNCLOS, et qui font
appel à des facteurs morphologiques et géologiques dans des
contextes spécifiques qui ne sont pas utilisés ici.
La marge continentale constitue la partie du continent qui
est située sous le niveau de la mer. Elle comprend le plateau
continental (plus ou moins arbitrairement limité par l’isobathe
200 m), la pente continentale et le glacis continental qui est en
contact avec la croûte océanique vers une profondeur moyenne
de 3000 m. Dans cette carte, la pente continentale n’inclut pas
toujours la totalité de ses attributs morphologiques sensu stricto,
mais est une représentation de l’espace qui relie le rebord du
plateau continental aux grandes profondeurs ou aux bancs
extérieurs. Eventails sédimentaires et glacis continentaux ne
sont pas pris en compte comme éléments de la pente, lorsqu’ils
pourraient obscurcir les contours des épaisseurs sédimentaires.
La limite continent-océan peut aussi se trouver sous la partie
basse de la pente ou sous le glacis.
Le plateau ou plate-forme (<200 m) est représenté en blanc,
généralement sans plus d’information. La pente est en gris/bleu
clair et peut contenir certaines informations structurales propres
ÉPAISSEUR DES SÉDIMENTS
Les compilations des épaisseurs sédimentaires, principalement
à partir des données de sismique-réflexion peuvent être rares,
disparates, ou trop générales. Cependant, l’océan Atlantique est
couvert par la grille mondiale des épaisseurs sédimentaires du
NGDC6, qui a servi pour construire les isopaques (lignes d’égale
épaisseur) représentées par des lignes en petits tiretés noirs,
couplées à une surimpression de gris tramé d’intensité croissante
de 1km à 15km. La sédimentation la plus forte se trouve le
4 Le toponyme «Scotia» qui s’applique à une mer et à une plaque lithosphé-
rique, vient de la «Scottish National Antarctic Expedition» menée par W.S.
Bruce en 1902-1904, à bord du navire «Scotia», un deux-mats à voiles
carrées, d’où le genre masculin affecté au terme «Scotia».
5 Naguère, appelées aussi, par analogie de forme et de contexte géographique,
«Petites Antilles Australes».
6 National Geophysical Data Center, de la NOAA (Boulder, Colorado)
16
Jurassique moyen à supérieur, séparant le Gondwana (Amérique
du Sud, Afrique et autres masses continentales méridionales) de
la Laurasie (Amérique du Nord et Eurasie). L’expansion est bien
établie avec CM21 (Tithonien), lorsque les fonds océaniques
proto-caraïbes naissants commencent à séparer l’Amérique du
Nord de l’Amérique du Sud.
Antérieurement, un rifting d’orientation générale est-ouest
s’était produit vers 190 Ma (milieu du Jurassique inférieur),
entre l’Afrique et l’Antarctique. Cet événement, à l’origine
du magmatisme Karoo, s’étend le long de la marge de l’est de
l’Afrique à CM22 (152 Ma, limite Kimmeridgien-Tithonien).
Au même moment, l’expansion initiale de la mer de Weddell
au Jurassique supérieur fait suite à l’initialisation d’un bassin
entre l’Amérique du Sud et l’Afrique méridionale qui avait
commencé au Trias supérieur et s’était poursuivie par un rifting
durant quelque 20 Ma.
Pendant le Crétacé supérieur, l’expansion océanique continue
en mer de Weddell et aboutit à la séparation du Plateau des
Falkland et de l’Antarctique à CM12 (ca 135 Ma, Valanginien).
Une expansion nord-sud est maintenant bien engagée dans le
bassin du Mozambique et achève la séparation complète de
l’Afrique et de l’Antarctique. Le bassin de Georgie (du Sud),
situé à l’est du banc Maurice Ewing, semble s’être formé un peu
avant l’initiation de l’Atlantique Sud.
L’Atlantique Sud est maintenant ouvert et son élargissement
se poursuit jusqu’à nos jours, avec CM0 reconnu sur ses deux
marges conjuguées. Le plateau des Falkland s’éloigne alors de
la partie sud de l’Afrique, permettant une connexion des eaux
profondes entre les océans Atlantique et Indien.
aux structures océaniques adjacentes ou au rifting initial. Elle
concerne aussi les points plus profonds de la plate-forme pour
bien faire ressortir les chenaux qui la découpent (chenal du St
Laurent). La partie sous-marine des arcs insulaires a été traitée
comme une pente continentale.
En outre, dans cette carte, la particularité constituée par la
“croûte continentale amincieˮ a été cartographiée lorsqu’il était
possible de montrer la relation entre une croûte continentale
amincie pendant la phase de rifting et la croûte océanique “vraieˮ
engendrée lorsque le processus d’expansion était bien engagé,
comme c’est le cas devant les marges conjuguées d’Ibérie et
de Terre-Neuve. Il en est de même à proximité des petits blocs
continentaux qui se sont individualisés lors de l’évolution
géodynamique “hésitanteˮ de l’océan (banc de Rockall, Jan
Mayen, Grands Bancs de Terre-Neuve). La croûte continentale
amincie est représentée comme une pente continentale, mais
avec, en surimpression, les grisés d’épaisseur des sédiments.
Les zones où ont été reportées les séquences de réflecteurs pentés
vers l’océan (anglais: Seaward Dipping Reflectors séquences ou
SDRs) ont été aussi compilées à partir de différentes sources.
Elles sont indiquées par une teinte rose pâle et cartographiées
seulement lorsqu’elles existent au-delà du rebord continental.
CROÛTE TRANSITIONNELLE
Particulièrement, dans le bassin de Terre-Neuve et dans la
plaine abyssale d’Ibérie, on trouve une région avec une croûte
transitionnelle développée, représentée en vert foncé. Ce sont
des secteurs où le manteau lithosphérique subcontinental a
été exhumé, vers la limite Aptien-Albien, entre une croûte
continentale franche et une croûte océanique normale (Tucholke
et al., 2007; Sibuet et al., 2007). Ces zones ont une largeur de
150-180 km et incluent les séries M des anomalies magnétiques
qui, sur la carte, correspondent à CM0 et CM3.
Du Crétacé supérieur au Paléogène supérieur, les trois fragments
majeurs du Gondwana continuent de s’éloigner les uns des
autres à partir d’une série de segments d’axes d’expansion.
Plusieurs réajustements majeurs de plaques interviennent le
long des marges du Pacifique sud-oriental et conduisent à
la formation de la mer du Scotia, le plateau des Falkland se
séparant de la péninsule Antarctique. Tout au long du Crétacé,
les marges occidentales de l’Antarctique et de l’Amérique du
Sud sont bordées par une zone de subduction. La poursuite de
l’éloignement des blocs continentaux de cette région les uns
par rapports aux autres, détermine la configuration actuelle des
passages sous-marins pour les eaux profondes.
Une réorganisation géodynamique au Miocène inférieur aboutit
à l’extinction des centres d’expansion de la mer du Scotia. Il
s’ensuit la formation de la ride Nord Scotia (qui porte le bloc
Georgie du Sud) et sa translation vers l’est.
RIDES D’EXPANSION OCÉANIQUE
Le centre d’expansion de l’océan Atlantique – généralement
dénommé Ride Médio-Atlantique (RMA; MAR, en anglais) –
a reçu, localement, des appellations particulières : ride de
Reykjanes, entre la ZF Charlie-Gibbs et l’Islande; ride de
Kolbeinsey, du nord de l’Islande à la ZF de Jan Mayen; et
ride de Mohns, encore plus au nord. Ce grand axe constitue
la frontière entre les plaques Amérique du Nord et Eurasie/
Afrique, puis, plus au sud, entre les plaques Amérique du Sud
et Afrique. Dans le sud de l’Atlantique Sud, la RMA bifurque
au point triple de Bouvet et marque la limite avec la plaque
Antarctique, avec la ride Sud-Ouest Indienne, à l’est, et la ride
Amérique-Antarctique, à l’ouest. Ces limites de plaques ont été
créées au fil de l’évolution des phases d’expansion au cours des
ères Mésozoïque et Cénozoïque, à des taux de divergence variés
qui commandent la largeur des bandes coloriées situées de
part et d’autre de l’axe d’accrétion. Ces dernières représentent
la surface de croûte océanique engendrée au cours de l’unité
chrono-stratigraphique (“époqueˮ) figurant dans le tableau de
la légende des zones sous-marines (p. ex. Crétacé inférieur),
depuis la “périodeˮ Jurassique. La double-flèche fine et noire
qui chevauche l’axe d’expansion donne la valeur du taux global
d’expansion.
Considérons maintenant l’Atlantique Nord. Après les phases de
rifting, tandis que l’Afrique continue, dans le sud, de se séparer
de l’Amérique du Sud, à CM11 (ca 133 Ma, limite Valanginien/
Hauterivien), l’Ibérie, déjà pleinement déconnectée de l’Afrique,
se décolle de l’Eurasie lorsque s’ouvre le golfe de Gascogne.
Ensuite, le rifting se met en place entre l’Amérique du Nord
et l’Eurasie (entre Gibraltar et le secteur de Rockall) et
l’expansion océanique a dû démarrer dans la plaine abyssale
du Tage à CM3 (ca 124 Ma, base de l’Aptien), semble-t-il la
plus ancienne anomalie dans ce secteur. Puis l’exhumation du
manteau se développe dans le bassin de Terre-Neuve et sur la
marge Ibérique; les rides de l’Anomalie J et de Torre-Madeira se
forment et une expansion océanique normale reprend et migre
vers le nord pour former de la croûte océanique à C34 (84 Ma,
limite Santonien-Campanien), et plus tard en mer du Labrador.
GRANDS TRAITS DE L’OUVERTURE DE L’OCÉAN
ATLANTIQUE ET DES BASSINS OCÉANIQUES
ADJACENTS
Une des conséquences de l’éclatement de la Pangée a été
la formation de l’océan Atlantique, par rifting, au cours du
La mer du Labrador s’ouvre au plus tard à C30, bien qu’un
“pickˮ C32 (ca 72 Ma, Maastrichtien) ait été reporté sur une
17
Nord où s’exerce une subduction active, frontière de plaque
caractérisée par le plongement de la croûte océanique des
deux plaques Amériques sous la plaque Caraïbe. Le frottement
s’exerçant à l’interface pentée entre la lithosphère plongeante
et la plaque supérieure (et le coin asthénosphérique interposé)
produit des contraintes qui en se relaxant, provoquent des
séismes dont l’ensemble dessine un plan incliné que l’on appelle
“zone de Wadati-Benioffˮ, le long de laquelle on trouve toute
une gamme de magnitudes et de profondeurs des foyers. Il en
est de même pour la sismicité de l’arc insulaire des Sandwich
du Sud, où la croûte océanique de la plaque Amérique du Sud
s’enfonce sous la croûte de la micro-plaque du même nom que
celui de l’arc, cette dernière n’étant qu’un “bourgeonˮ oriental
de la plaque du Scotia.
D’autres séismes sont associés aux zones de déformation crustale
océanique (à l’ouest du détroit de Gibraltar et à l’est des Petites
Antilles) liées à des réajustements des limites de plaques. Sur le
bombement thermique du point triple de l’archipel volcanique
des Açores, on note également une certaine activité sismique en
dehors de l’axe de la dorsale océanique.
croûte d’âge inconnu. Puis, l’océanisation se propage plus au
nord, au Paléocène, avec l’ouverture de la mer de Baffin. Ensuite,
l’expansion se propage à l’ouest de Rockall à C24 (ca 52 Ma,
Eocène inf.) et disjoint le Groenland de l’Eurasie, cesse ensuite
dans le baie de Baffin, puis dans la mer du Labrador, entre C20
et C13 (45-33 Ma, Eocène moyen à Oligocène basal), ne laissant
subsister qu’une faille en décrochement dans le détroit de Davis.
Le nouvel axe d’expansion entre le Groenland et l’Eurasie
(secteur de Rockall-mer de Norvège) se forme d’abord le long
des proto-rides de Reykjanes et de Mohns, puis à C13, le long
de la ride fossile d’Aegir. Cette dernière est abandonnée à C7
(ca 26 Ma, Oligocène sup.) quand le bloc continental de Jan
Mayen se sépare du Groenland et que l’axe d’expansion “sauteˮ
en Islande. Á cette époque, l’Ibérie migre en direction du nord
et ferme partiellement le golfe de Gascogne et s’agrège à la
géodynamiquee l’Eurasie.
La RMA est décalée par des failles transformantes/zones de
fracture d’importance variable. Leur existence est une réponse
au mouvement des plaques tectoniques sur une Terre sphérique.
Elles jouent aussi un rôle climatique et environnemental
important dans la circulation des courants abyssaux parce
qu’elles forment des brèches à travers les rides d’expansion
océanique qui, sinon, peuvent faire barrage à la circulation des
eaux profondes froides, et riches en nutriments.
ESQUISSE GÉODYNAMIQUE
L’esquisse géodynamique insérée en encart de la carte principale,
donne une aperçu de la configuration actuelle des plaques
lithosphériques depuis les mers du Groenland et de Norvège
jusqu’à l’océan Austral. Les plaques présentes sur ce schéma
sont en nombre de dix :
− les grandes plaques : Amérique du Nord, Amérique du Sud,
Antarctique, Afrique, Eurasie;
− les plaques de taille moyenne à petite : Caraïbe, Cocos,
Nazca (les deux dernières n’étant que très partiellement
représentées), Scotia;
− les microplaques : Sandwich du Sud, Shetland du Sud.
Les éléments physiographiques majeurs (dont les zones de
fracture) sont inclus avec leur toponymie. Il en est de même
avec les plateaux océaniques et les chaînes de monts sousmarins. A chaque plaque est attribuée une couleur différente
et l’on y a distingué au sein de chacune l’extension respective
des croûtes continentale et océanique. Les microcontinents (p.
ex. celui de Jan Mayen, à l’extrême nord de la carte), les grands
bancs externes et la croûte continentale amincie ne sont pas
différenciés du reste de la croûte continentale.
MERS MARGINALES
L’océan Atlantique est connecté à trois mers marginales. Dans
les limites de cette carte, deux n’apparaissent que partiellement
(Méditerranée et mer des Caraïbes) et une seule dans sa totalité
(mer du Scotia). Les deux premières ont connu une histoire
géodynamique très complexe en comparaison de celle de la mer
du Scotia, et leur carte structurale est soit publiée (Méditerranée,
juin 2012), soit en cours d’élaboration (Caraïbe). C’est la
raison pour laquelle leur cartographie a été très simplifiée.
Le soubassement de la mer de Caraïbes est majoritairement
constitué de croûtes océaniques complexes et a été représenté
par un semis de pointillés gris sur fond blanc.
SISMICITÉ
La sismicité est un paramètre géophysique important pour
la connaissance de la géodynamique régionale actuelle.
Elle souligne les limites des plaques lithosphériques (axes
d’expansion, failles transformantes et zones de subductions),
ainsi que le rifting intra-continental actif. Les épicentres des
séismes, à terre comme en mer, sont symbolisés par des losanges
évidés. Pour ne pas surcharger la carte et en conserver la
lisibilité, l’intervalle de temps pris en compte couvre la période
1973-2006, et la magnitude des séismes n’a été subdivisée qu’en
4 catégories différenciées par une taille croissante du symbole :
5.0-5.9; 6.0-6.9; 7.0-7.9; 8.0 et au-delà. Les 4 catégories de
profondeur des foyers sont distinguées par la couleur du symbole :
0-35 km; 36-70 km; 71-300 km; 301-700 km.
Comme on l’a déjà dit, ces séismes ne sont pas distribués
au hasard mais soulignent assez précisément les limites de
plaques et les failles actives. Sur la RMA, la sismicité est due
aux tensions exercées par l’injection du magma à l’axe de la
dorsale d’accrétion océanique. Sur les failles transformantes, la
contrainte cisaillante est causée par les déplacements opposés
des deux blocs situés de part et d’autre de la faille. Ces deux
types de séismes sont généralement peu profonds et de faible
magnitude.
Il y a une concentration de séismes sur toute la longueur et la
largeur de l’arc des Petites Antilles, seul endroit de l’Atlantique
P.R. Miles & Ph. Bouysse, CCGM, Paris
Juin 2012
Remerciements :
G.M. Elliott, Imperial College, London.
J-C. Sibuet, Ifremer, Brest.
18
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RÉFÉRENCES (Texte et carte)
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THE MAPS
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French version / Version française: Philippe Bouysse
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