Divin MAYEMBO

PROCESSUS NATURELS

 Question:  Comment expliquer la formation des îles ?

Mots-Clès : Dérive des plaques, Dorsale, Erosion, Géotherme, Liquidus, Points chauds, Rebond isostatique, Rift, Subduction , Solidus, Volcanisme

Réponse à la Question

http://www.thalassa.france3.fr/vues/images/upload/emissions/vignette-ile_salomon-091106.jpg

Sommaire

I. Les îles liées aux continents. 1

A. La formation de la croûte continentale. 1

B.  Les différents types d’îles continentales. 1

1.  Les micros continents. 2

2.  Les véritables îles de plateau continental. 2

II.  Les îles océaniques. 3

A.  Les îles de zone de convergence. 3

B.  Les îles liées à des zones d’écartement des plaques. 3

C.  Les îles intra plaques. 3

III.  Bibliographie. 4

 

Depuis la nuit des temps, la découverte d’hommes vivant au milieu des océans a longtemps suscité des interrogations. Comment des terres ont pu apparaitre dans l’immensité des eaux ? Comment un lambeau de terre a pu être en quelque sorte déposé sur les océans ? Quelles sont les caractéristiques de ses îles ? Constituent-elles des environnements éphémères et fragiles ? Sont-elles juste des détachements de continents ? Autant de questions auxquelles nous essayerons d’apporter des réponses dans les lignes qui suivent.

I.                  Les îles liées aux continents.

Certaines îles, même si elles donnent parfois l’impression d’être située en pleine immensité marine, ne sont que des « morceaux » visibles de continents. On note deux grandes familles d’îles de type « continentale » : les micros continents du type Madagascar, et des îles qui ne sont en fait dues qu’à des caprices du niveau marin, des reliefs du continent issus de l’érosion. Cependant, avant d’expliquer la formation de ces îles, il est nécessaire de savoir d’où provient la croûte continentale.

A.               La formation de la croûte continentale.

Il existe deux types de croûte sur notre planète: la croûte terrestre et la croute océanique.

Plusieurs mécanismes peuvent expliquer la formation de la croûte continentale. Ils sont différents et sont intervenus à différentes période de l’histoire de notre planète. On cite :

-          L’enfouissement de la lithosphère océanique, roches issues du refroidissement des laves de dorsales. C’est donc un métamorphisme qui s’opère au niveau des zones de subduction, qui libère de l’eau dans le manteau sus-jacent pour produire des terrains granito-gneissiques riche en silicium, caractéristiques de la croûte continentale ;

-          Le volcanisme des zones de subduction lié à la fusion es roches basaltiques directement (plutôt pendant l’Archéen, une des 4 périodes constituant l’échelle des temps  géologiques. Elle a commencé il y’a 4 milliards d’années et s’est terminée il y’a 2,5 milliard d’années.)

-          Le volcanisme des zones de subduction lié à la fusion du manteau lithosphériques sus jacent. (après l’Archéen)

-          L’altération des premières roches formées par l’érosion ou d’autres dépôts sédimentaires.

La formation Initiale de la croûte continentale est liée au volcanisme mantellique. Pendant l'Archéen (avant 2,5 milliards d'années), la croûte continentale était produite par la fusion de basaltes de la croûte océanique, très probablement dans un contexte de subduction. La Terre était plus chaude, le gradient géothermique (flèche en bleue sur le graphe ci-dessous) était plus élevé qu’actuellement. La croûte océanique en subduction atteignait sa température de fusion (courbe de fusion ou solidus d'un basalte hydraté, en rouge) avant de s’être déshydratée (courbe de déshydratation de la croûte océanique en vert). Elle pouvait donc fondre donnant alors naissance à la croûte continentale primitive, après refroidissement de ce magma primitif. (cf. Figure 1)

Fusion lors de la subduction durant l'Archéen.

Figure 1.  Fusion lors de la subduction durant l'Archéen.

Actuellement, la fabrication de la croûte continentale se fait soit par fusion du manteau et remonté des produits de fusion sous forme de magmas silicatés (péridotites mantelliques se reconstituant), soit par enfouissement des basaltes et métamorphisme. Ces deux phénomènes se déroulent dans les zones de subduction.

En effet, comme le montre la Figure 2, la Terre s’étant refroidie, le gradient géothermique a diminué de telle manière que la croûte océanique en subduction (flèche en bleue) se déshydrate (courbe en vert) avant d’atteindre son solidus (courbe en rouge).

Fusion lors de la subduction depuis 2,5 Ga.

Figure 2.  Fusion lors de la subduction depuis 2,5 Ga.

Elle ne peut donc pas fondre comme pendant l’Archéen et est intégralement recyclée dans le manteau. Les fluides issus de sa déshydratation remontent à travers les coins de manteau sus-jacent et chaud et en induisent la fusion du manteau.

Les magmas ainsi produits sont constitués de matériaux alcalins. Ils vont constituer la croûte continentale moderne.

En ce qui concerne l'altération et l’érosion, ces derniers enlèvent aux basaltes le calcium (Ca) et le magnésium (Mg), ne laissant que des argiles riches en Si et Al. Si ces argiles se sédimentent, ils sont accumulés et sont métamorphisées. Ils deviennent micaschistes, matériel typiquement continental. Ce mécanisme reste très mineur par rapport à la production de croûte continentale dans les zones de subduction.

B.               Les différents types d’îles continentales.

 

1.                 Les micros continents.

Ce sont des îles telles que Madagascar qui normalement devrait être considéré comme un continent à part entière mais, compte tenu de sa faible superficie, elle se retrouve rattachée à l’Afrique. Cette île a été en effet arrachée de l4afrique lors de la dérive des continents. Elle se situe maintenant sur la plaque comportant l’est du rift Africain, comme on peut le voir sur la Figure 3.

Fichier:African Plate map-fr.png

Figure 3. Organisation des plaques tectoniques africaines.

 

2.                 Les véritables îles de plateau continental.

On peut citer deux origines à ces îles. Il y’a :

a)               Les îles sédimentaires.

Elles sont issues d’un prisme sédimentaire deltaïque, dans des fleuves ou en bordure côtière. Les dépôts de sédiments se font à des points où le courant perd une partie de son intensité, dans des zones stagnantes. Ces îles se forment donc dans les parties des cours d’eau isolées du courant. Certaines sont éphémères et peuvent disparaître lorsque le volume d’eau ou la vitesse du cours d’eau changent tandis que d’autres sont stables et d’une grande longévité. Le Bangladesh côtier présente des « Chars », îles fluviales, formées du sable et du limon déposé en période de mousson. (cf. Figure 4)

Photo: People on an island of silt

Figure 4. Photo d’un « char » sédimentaire au Bangladesh.

 Ici, on remarque que certaines îles ont une existence en péril. Elles peuvent disparaitre et le changement de régime de certains cours d’eau est une cause de disparition de ces dernières. Dans le cas des Chars du Bangladesh par exemple, le réchauffement climatique, provoquant la fonte des glaces et donc l’augmentation du débit des cours d’eau, diminue fortement l’espérance de vie de ces îlots de terre (espérance de vie de 5 à 10 ans), ce qui est dramatique pour les populations qui y vivent.

b)              L’apparition des îles due au niveau marin.

On est là typiquement en présence d’îles éphémères. Ces îles apparaissent lorsque le niveau de la mer augmente. Le niveau de l’eau passe le talus continental et laisse apparaitre les « pics » continentaux sculptés par l’érosion. La Figure 5 est une photo du mont St-Michel, exemple d’îles liées aux caprices du niveau marin.

http://bp3.blogger.com/_eEkNmVl1xr0/RrMyqIxG-ZI/AAAAAAAAAAs/fRBKIEsm38k/s320/mont-st-michel-1.jpg

Figure 5. Le mont St-Michel en période de marée basse.

 

L’augmentation du niveau d’eau est très souvent due à la fonte des glaciers. Cette fonte des glaces active un phénomène d’isostasie, qui contribue encore plus à la remonté du plateau continentale, et à submerger les monts continentaux érodés. En effet, avant la fonte du glacier, ce dernier exerce une pression sur la croute qui était donc en compression verticale. La croûte est retenue par la poussée du manteau  sous-jacent. Avec la fonte des glaces disparait une force pesante sur la croute. Elle remonte donc brutalement, toujours poussée par le manteau. (cf. Figure 6)

Figure 6. Le phénomène d’isostasie.

   

II.              Les îles océaniques.

Ce sont des îles qui se forment en milieu océanique, soit dans des zones de convergence de deux plaques, soit dans des zones de divergences, soit dans des régions intra plaques, où est présent un point chaud.

A.               Les îles de zone de convergence.

Les zones de convergence en milieu océanique sont des zones de subduction. Dans ces régions, une plaque s’enfonce sous une autre. Cet affrontement peut avoir lieu entre une plaque continentale et une plaque océanique, à ce moment, c’est la plaque océanique, plus dense qui s’enfonce sous la plaque continentale ; ou il peut avoir lieu entre deux plaques océaniques, à cet instant, c’est la plaque la plus vieille (plus dense car elle a eu le temps de refroidir plus rapidement que son homologue plus jeune) qui s’enfonce sous la plus vieille. C’est cette différence de densité entre les deux plaques qui constitue le principal moteur de la subduction.

En milieu océanique, deux phénomènes peuvent provoquer la formation d’îles (on parle plutôt de guirlandes d’îles dans ce cas car elles se répartissent sur tous le long de la ligne de subduction). Ces deux événements sont : le plissement de la plaque absorbante, créant des chaines de montagnes, conjugués au volcanisme de la zone de subduction, et le phénomène d’accrétion sédimentaire lié à l’arrachement des sédiments de la croûte s’enfonçant. (cf. Figure 7)

http://www.journaldunet.com/science/environnement/dossiers/05/0512-formation-montagnes/oceanocean.gifzone de subduction

Figure 7 et 8. Le phénomène de subduction et l’apparition des guirlandes d’îles.

 

Sur la Figure 8 on voit apparaitre la chaine d’iles volcaniques suivant la ligne de subduction.

La création de magma dans les zones de subduction s’explique par le même principe que lors de la formation de la croûte continentale, à savoir que la déshydratation de la croûte océanique en subduction entraine le recoupement du géotherme par le solidus déshydraté, provoquant la fusion partielle du manteau sus-jacent. Le magma ainsi formé remonte sur le fond marin et se refroidit. Par accumulation volcanique, île se crée progressivement une île.

 

B.               Les îles liées à des zones d’écartement des plaques.

Certaines îles sont issues de la remontée de laves aux niveaux des dorsales océaniques.

Ces dorsales sont en fait des anciens rifts continentaux, qui eux même se sont formés par la assure de la lithosphère. Cette dernière s’est ensuite effondrée. La lithosphère, avant de se casser, a d’abord subit un échauffement de la part du manteau liquide, qui remonte très haut dans les zones de rift.  Le cas le plus célèbre d’île de ce genre est  l’Islande, situé à cheval sur la plaque Américaine et la plaque Eurasienne (cf. Figure 9). L’Islande est un pays qui voit sa superficie augmenter d’année en année, même si c’est augmentation reste faible.

http://www.geowiki.fr/images/2/2e/Islande-Dorsale.gif

Figure 9. Situation géographique de l’Islande.

 

J’ai volontairement omis de préciser, en guise de transition que dans le cas de l’Islande, deux types de volcanisme sont conjugués : celui émis précédemment et celui lié à un point chaud, ce qui redouble l’activité volcanique de cet île. Ce volcanisme de point chaud est le principal moteur de la formation des îles intra plaques, que nous allons étudier dans la partie suivante.

C.                Les îles intra plaques.

Comme nous venons de le préciser, ce sont des îles dans le point de départ est la présence d’un point chaud. Cependant, au cours de l’évolution de ces dernières, d’autres phénomènes sculptent la forme de l’île.

Le volcanisme de point chaud, Figure 10, est un volcanisme intra plaque, qu'on retrouve principalement, mais pas exclusivement, sur les plaques océaniques.

un point chaud

Figure 10. Le volcanisme de point chaud.

Le matériel fondu au niveau du point chaud est moins dense que le matériel ambiant. De ce fait, il remonte vers la surface et vient percer la lithosphère pour former un volcan. Ces volcans sont très abondants à l'intérieur des plaques lithosphériques, surtout sur les plaques océaniques. Les fonds océaniques du Pacifique en constituent un bon exemple où on a une multitude de ces volcans, dont la plupart sont sous-marins (appelés guyots). Cependant, certains percent la surface des océans pour former des archipels comme les îles Marshall ou les îles Hawaii.
Les points chauds sont stationnaires et peuvent fonctionner pendant plusieurs voire 100 millions d'années (Ma).

La Figure 11 ci-dessous nous présente deux schémas illustrant l'évolution d'un point chaud.

formation et évolution d'un point chaud 

Figure 11. Evolution d’un point chaud

Si une plaque lithosphérique se déplace au-dessus d'un point chaud qui fonctionne par intermittences, il se construit un chaînon de volcans. Les volcans les plus vieux se situent à l'extrémité du chaînon qui est la plus éloignée du point chaud, alors que les plus jeunes se situent à proximité du point chaud. On retrouve plusieurs de ces chaînons sur les plaques océaniques, comme par exemple, le chaînon qui va des îles Hawaii jusqu'aux fosses Aléoutiennes-Kouriles (chaînon Hawaii-Empereur) dans le Pacifique-Nord.

On constate sur ces schémas précédents, les monts issus du point chaud s’auréolent d’un platier récifal le plus souvent, jusqu’à des latitudes assez élevées et s'affaissent par isostasie avec la détumescence thermique lorsque le volcan s'éloigne du point chaud. Ce phénomène d’isostasie s’observe aussi dans les premiers temps, lors de la formation de la première île. En effet, la chaleur du point chaud provoque une augmentation de la température locale qui, additionnée à la décompression adiabatique, produit une fusion partielle à la base de la lithosphère. Et en compensation du changement de densité engendré par le changement de température à la base de la lithosphère, il se produit un soulèvement isostatique matérialisé en surface par une intumescence thermique en forme de bombement topographique. C’est cela qui se produit au début. L’île est alors immergée.

Ici, on peut enfin souligner la fragilité des environnements formés, car certaines îles sont appelées à disparaître à cause de ce phénomène d’isostasie, englouties par les eaux.

En somme, les processus de formations des îles sont très variés. Ils vont du détachement d’un « bout » de continent, à des processus de formation  plus complexe mêlant volcanisme de points chaud, sédimentation récifale et phénomènes d’isostasie. Dans tous les cas, avec le réchauffement climatique et la montée des eaux, ces environnements de vie humaine sont menacés de disparition. De nombreux problèmes socio-économiques se profilent donc pour l’humanité.

III.           Bibliographie

« La Terre est ronde » par Jean-Luc Bouchardon, 2009

Liens internet :

http://planet-terre.ens-lyon.fr/planetterre/

http://homepage.mac.com/ltbo/tectonik.htm

http://www.notre-planete.info/geographie/risques_naturels/volcanisme/