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Géomorphologie d'une frontière interplaque infralente : la dorsale océanique sud-ouest indienne

Geomorphology of an ultra-slow interplate boundary: the Southwest Indian Ridge
Jean-René Vanney
p. 143-165

Résumés

La dorsale sud-ouest indienne (SWI), entre les jonctions triples de Bouvetøya (océan Atlantique austral) et de Rodrigues (centre de l'océan Indien), est, après la dorsale arctique (Gakkel), la frontière la plus lente du monde et présente à ce titre la topographie la plus accidentée de toutes les dorsales du globe. Les principales propriétés du soubassement océanique et la répartition axiale des panaches mantelliques et des anomalies de Bouguer dans le manteau expliquent les spectaculaires variations régionales des processus d'expansion et de géomorphogenèse. Les contrastes topographiques majeurs de la mieux connue des frontières infralentes sont présentés et classés en trois types géomorphologiques : en divergence, en transformation et en propagation.

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Errata

Manuscrit reçu le 1er mars 2004, accepté le 18 mars 2005

Notes de la rédaction

Remerciements
À : Anne Briais (CNRS, GRGS, Toulouse), Mathilde Cannat (IPGP, Institut de Physique du Globe, Paris), Christine Deplus (IPGP), Robert L. Fisher (Scripps Inst. Oceanogr., La Jolla, Cal.), Nancy Grindlay (Univ. North Carolina, USA), Anne Hébert (IPGP), Véronique Mendel (EOPGS, École et Observatoire de Physique du Globe, Strasbourg), Serguei Mercuriev (R.Akad. Nauk, St-Petersburg), Catherine Mével (CNRS, UPMC, Univ. Pierre-et-Marie-Curie), Marc Munschy (EOPGS), Philippe Patriat (IPGP), Céline Rommevaux-Jestin (CNRS, UPMC), Daniel Sauter (EOPGS) et Hubert Whitechurch (Univ. Strasbourg) pour les échanges fructueux au cours des campagnes de L'Atalante (Capsing, Gallieni, Larjaka), ainsi qu'à Florence Bonnaud (Univ. Paris-Sorbonne) qui a obligeamment pris en charge une partie de la réalisation iconographique.

Texte intégral

Introduction

1La dernière décennie du xxe siècle a tardivement découvert que les parties les plus singulières et les plus accidentées des dorsales océaniques —la plus longue et la plus active chaîne de montagnes de la Terre et du système solaire— étaient les moins connues parce que mieux défendues par l'hostilité des conditions nautiques (Vanney, 1991, 2002) : banquises (Arctique : dorsale Gakkel-Nansen), force et inclémence des mers boréales (Atlantique subarctique : dorsale Mohn) et australes. Celles-ci en possèdent un exemple magistral : la dorsale sud-ouest indienne, longue section de montagnes circumantarctiques qui, de l'Atlantique à l'océan Indien, forme la frontière océanique entre les plaques Afrique et Antarctique. La récente multiplication des campagnes (L'Atalante, Marion Dufresne II, Knorr, James Clark Ross, Joides Resolution, Sonne) a permis de jeter un nouvel éclairage sur une morphologie restée jusque-là énigmatique (Rothé, 1954 ; Ewing & Heezen, 1960 ; McKenzie & Sclater, 1971 ; Tapscott et al., 1980). Elle fait l'objet de cet article où la dorsale est désignée sous la forme abrégée de dorsale SWI (Southwest Indian Ridge, acronyme SWIR) (Fisher & Goodwillie, 1997 ; Patriat & Sibuet, 1997 ; Patriat et al., 1997 ; Mendel et al., 1997 ; Parson et al., 1997 ; Sauter et al., 1997 ; Grindlay et al., 1998). Les traits majeurs qui fondent son individualité, tant globale que régionale, sont passés en revue, puis sommairement mis en parallèle avec quelques données récemment acquises sur son infrastructure.

La frontière océanique Afrique-Antarctique

2Branche occidentale du grand "Y" renversé qui traverse en diagonale le centre de l'océan Indien (fig. 1), la dorsale SWI forme la bretelle de raccordement entre deux grands carrefours morphologiques qui en marquent les bornes : les jonctions triples de Bouvetøya (dorsale atlantico-indienne) et de Rodrigues (dorsales centre et sud-est indiennes) Sa longueur approximative est de 6000 km (en droiture) mais dépasse en réalité 7500 km, soit environ 14 % de l'ensemble des frontières divergentes. Le signalement de la frontière océanique est résumé par six particularités.

Fig. 1 – Croquis bathymétrique des dorsales atlantico-indienne et sud-ouest indienne.
Fig. 1 – Bathymetric sketch of the Atlantic-Indian and South. Indian Ridges.

Fig. 1 – Croquis bathymétrique des dorsales atlantico-indienne et sud-ouest indienne. Fig. 1 – Bathymetric sketch of the Atlantic-Indian and South. Indian Ridges.

D'après R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997). Isobathes : 1000, 3000 et 5000 m.
From R.L. Fisher & A.M. Goodwillie, (1997). 1000, 3000, 5000 m contours only.

Une énergie exceptionnelle

3L'imagerie acoustique (fig. 2) a rendu intelligibles deux traits primordiaux précocement divulgués (McKenzie & Sclater, 1971 ; Tapscott et al., 1980). On ne manque pas d'être frappé d'abord par la vigueur d'ensemble des reliefs, plus grande que dans tout autre type de dorsales, les "atlantiques" et surtout les "pacifiques" qui font figure d'antimodèles de la SWI (Peulvast & Vanney, 2002). La dorsale SWI détient ainsi plusieurs records de "relief maximal". Le fossé Du Toit (fig. 3) a le commandement (5,8 km) et la déclivité moyenne (386 m/km) les plus forts de toutes les dorsales connues (Grindlay et al., 1998). Les pentes du fossé Atlantis II (fig. 3) ont une énergie deux fois plus forte que celles des versants du Grand Canyon du Colorado (Dick et al., 1991). Second trait : les accidents majeurs sont concentrés dans la zone frontalière, incomparablement plus large (de l'ordre de plusieurs dizaines de km) et plus expressive que partout ailleurs. Les cartes récentes nous révèlent un grandiose bombement formé d'un double cortège de panneaux détachés du soubassement océanique effondré. Les versants sont des hauts murs abrupts, des champs de dislocations en séries profondément enracinées et de rejets plurikilométriques. Le réseau de fossés en espalier encastrés entre ces parois comprend des sections longitudinales et transversales à la frontière.

Fig. 2 – Carte bathymétrique de la dorsale sud-ouest indienne et des cuvettes océaniques adjacentes.
Fig. 2 – Bathymetric map of the Southwest Indian Ridge and of the adjacent oceanic floor.

Fig. 2 – Carte bathymétrique de la dorsale sud-ouest indienne et des cuvettes océaniques adjacentes. Fig. 2 – Bathymetric map of the Southwest Indian Ridge and of the adjacent oceanic floor.

Reproduction partielle de la carte de R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997).
Partial reproduction from R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997).

Une segmentation incomparable

4Autre fait remarquable, le fractionnement en cellules (segments), phénomène de premier ordre des frontières divergentes, présente ici un agencement sans équivalent (Muller et al., 1999 ; Peulvast & Vanney, 2002). D'un bout à l'autre de la SWI, l'équipement morphologique et le décalage intersegmentaire diffèrent sensiblement. Dissemblables entre eux, ils sont en outre séparés les uns des autres par des espaces plus diversifiés qu'ailleurs. Leur ordonnancement va du manque d'alignement à peine articulé, discret, sinon indéterminable (ex : tronçons 15°-25° E, Grindlay et al., 1998 ; 46°-52° E ; et E de 61° E, fig. 3), à la désarticulation totale, franche, brusque et le plus souvent spectaculaire (fig. 2). Double hétérogénéité (segmentaire et intersegmentaire) qui confère à la frontière un arrangement dysharmonique ignoré de la plupart des autres dorsales.

Fig. 3 – Principales données géodynamiques.
Fig. 3 – Main geodynamic data.

Fig. 3 – Principales données géodynamiques.Fig. 3 – Main geodynamic data.

1 : limite moyenne de la banquise en hiver ; 2 : taux en cm/an et directions d'expansion en degrés ; 3 : points chauds (Marion, La Réunion) et volcans récents (actifs durant le dernier million d'années) ; 4 : escarpements-traces de la jonction triple de Rodrigues
1 : average winter pack ice limit ; 2 : spreading rates in cm/yr and directions ; 3 : hot spots (Marion, La Réunion) and young volcanoes (active within the last one million years) ; 4 : trace escarpments of the Rodrigues triple junction.

Un axe zigzagant

5La centaine de segments, différenciés ou non, qui composent la frontière, décrivent une ligne brisée, partagée en cinq ou six grands tronçons par lesquels la frontière gagne le centre de l'océan en une suite irrégulière de petites et de grandes marches d'escalier. Les tronçons sont sommairement classés en deux catégories (fig. 2, fig. 3). Les plus longs assemblent des segments orientés W-E, orthogonaux à la direction d'expansion (fig. 3), et décrivent une suite d'infléchissements d'axe plus ou moins flexueux et prononcés (discontinuités non-transformantes). Par les tronçons courts, la frontière monte rapidement au nord par de brusques et profonds déboîtements intersegmentaires en baïonnette et assemblés en faisceaux obliques, principalement vers 30° E et 55° E (discontinuités transformantes).

Une édification très lente

6La dorsale SWI donne l'image la plus achevée de production crustale la plus faible de toutes les parties accessibles de la planète, puisque la banquise arctique contrarie les levés de la dorsale Gakkel, réputée la plus lente du monde (taux d'ouverture : 1,33-0,63 cm/an, cf. Chu & Gordon, 1999). De deux à quatre fois moins rapide que ses plus proches voisines (comparer les taux d'expansion chiffrés sur la fig. 3), la SWI s'accroît dix fois moins vite que son homologue du Pacifique oriental, dite hyperrapide (Schlich, 1975 ; Schlich et al., 1988 ; Patriat, 1987 ; Munschy et Schlich, 1989, 1990 ; Mendel et al., 1995 a,b ; Patriat et al., 1997). Elle est la forme canonique et encore la mieux cartographiée des frontières "infralentes". Le taux d'expansion des plaques n'y dépasse pas 0,6-0,9 cm/an, soit un taux annuel d'ouverture entre l'Afrique et l'Antarctique inférieur à 1,2-1,8 cm (Patriat, 1987 ; Patriat & Segoufin, 1988). Sa morphogenèse souffre ainsi d'une double déficience : 1) en apport magmatique en raison de la faiblesse, de la lenteur et de la focalisation des montées émanant de chambres magmatiques profondes, sans continuité ni permanence ; et 2) en support thermique dû à la "flottabilité" réduite ou partielle de la lithosphère, tôt et profondément refroidie et alourdie, mode cassant de l'armature crustale pesante, docile à l'effondrement, réfractaire au soulèvement (Peulvast & Vanney, 2002, tableau II.1).

Un équipement composite

7La dorsale d'aujourd'hui est l'aboutissement d'une morphogenèse longue (inaugurée il y a quelque 150 Ma) et progressive (dilacération puis dispersion des fragments du Gondwana). Le dessin démonstratif (brisé vers le N, fléché vers l'E) des anomalies magnétiques plio-quaternaires (postérieures à l'anomalie # 5), grâce auxquelles la croissance articulaire de la charpente crustale peut être reconstituée (Patriat, 1987 ; Patriat et al., 1997), milite en faveur d'un enrichissement graduel de l'équipement morphologique. La frontière initiale, divergente et linéaire, implantée par une série de propagateurs majoritairement pointés vers l'est, a été "transformée", c'est-à-dire tronçonnée, par des zones de fracture chargées d'accommoder son tracé aux résistances différentielles exercées par les plaques portées en collision au nord (Eurasie) et au sud (Antarctide occidentale), puis en divergence, au moins depuis le Miocène (Afrique, fig. 3).

Un comportement incompétent

8La persistance des tensions (subméridiennes) et des contraintes compressives (W-E) exercées sur le soubassement rigide et déficitaire explique deux derniers traits. D'abord l'avantage donné à la tectonique, aux dislocations des assises profondes et aux escarpements de faille sur le magmatisme, les épanchements et les appareils volcaniques localisés (fig. 3 : noter l'éloignement des points chauds, des coulées basaltiques récentes). Discrètes, distantes dans l'espace et le temps, solidifiées dès que mises en place, les morphologies effusives sont comme frappées de "mort natale" (J.-C. Sempéré comm. pers.). Les interprétations des pétrographes qui ont étudié les échantillons recueillis par forages et dragages (Le Roex et al., 1983 ; Dick et al., 1991, 1999 ; Bideau et al., 1998 ; Mével et al., 1998) étayent l'idée de la prédominance diastrophique. En outre la réponse morphologique de l'armature crustale est très contrastée. Capable de résister et de s'accommoder localement à la transmission élastique des efforts par des décalages intersegmentaires flexueux et non-transformants, elle doit, au-dessus d'un certain seuil de contraintes, céder brusquement et rompre la continuité morphologique longitudinale par des décrochements transformants d'une netteté et d'une brutalité inégalées (Dick et al., 1991, 1999). Les spécificités architecturales de la frontière océanique Afrique-Antarctique expliquent la grande diversité géomorphologique reconnue entre trois grands ensembles régionaux.

Les morphologies longitudinales

9Malaisément traçable à partir des seules données géophysiques (répartition lâche des épicentres axiaux, imparfaite détermination de l'anomalie magnétique centrale), la frontière infralente de la dorsale SWI est, en revanche, reconnaissable grâce au jalonnement et à l'étagement de ses reliefs accidentés (Mendel et al., 1997 ; Sauter et al., 1997). Les schémas des figures 4 et 5 les regroupent en zones classées à partir et au-dessus de la ligne de création et de divergence crustales.

Les dépressions frontalières

10Le pointillé de la zone néovolcanique, rangée plus ou moins épaisse de cônes culminant au centre de chaque segment (fig. 4), ordinairement utilisé pour tracer la divergence interplaque, se réduit ici à de minces enfilades d'éminences, surbaissées, décalées en crêtes irrégulières, parfois sigmoïdes. La frontière sillonne la zone la plus profondément abaissée, qui est comme minée par l'enfoncement de bassins centraux allongés en travées W-E plus ou moins déboîtées. Ceux-ci ont leurs bords subrectilignes indentés et ébréchés ; leurs planchers accidentés (entre 4500 et 5500 m, profondeur moyenne : 4800 m entre 60° Et 67° E) sont troués de dépressions cratériformes. Configurées et groupées en puits, entonnoirs ou baquets (diamètre kilométrique ; enfoncement hectométrique), ces dernières sont irrégulièrement séparées par des intervalles de l'ordre de la dizaine de kilomètres. Énigmatiques encore, elles représentent, peut-être, la forme élémentaire adoptée par les effondrements qui, à intervalles irréguliers, doivent rouvrir la frontière. De fait, les bassins centraux qui en résultent évoquent des panneaux découpés à l'emporte-pièce dans un étage moyen (profondeur : 4000 m), plus vaste (largeur : 6-15 km) et plus long : le fossé axial. Profilé en auge suspendue, diversement continu, le fossé est enfermé entre les murs internes, escarpements rectilignes, élevés (hauteur : 500 m), parfois décalés en échelons.

Fig. 4 – Schéma morphologique d'une dorsale infralente (en bas), comparée avec les dorsales de types hyperrapide (Pacifique, à gauche) et intermédiaire à lent (Atlantique, à droite). Noter les différences de dimensions et de configuration.
Fig. 4 – Geomorphic sketch of an ultra slow-spreading ridge (bottom), compared with the ultrafast (Pacific, left) and intermediate to slow (Atlantic, right) ridges. Note the differences in size and pattern.

Fig. 4 – Schéma morphologique d'une dorsale infralente (en bas), comparée avec les dorsales de types hyperrapide (Pacifique, à gauche) et intermédiaire à lent (Atlantique, à droite). Noter les différences de dimensions et de configuration.Fig. 4 – Geomorphic sketch of an ultra slow-spreading ridge (bottom), compared with the ultrafast (Pacific, left) and intermediate to slow (Atlantic, right) ridges. Note the differences in size and pattern.

Les hauteurs médianes

11À des distances variables (de l'ordre de plusieurs dizaines de kilomètres), divers types de lignes de hauteurs, dites médianes (ou intra-rift), se dressent en travers des dépressions frontalières.

12Les chaînons asymétriques sont des demi-blocs basculés, dans le sens longitudinal ou oblique, qui barrent ou obstruent une partie du fossé axial. Entre 57° E et 70° E (1200 km), par exemple, V. Mendel et al. (1997) en ont dénombré une dizaine (dont certains antérieurement levés par les Russes cf. Kanaev, 1979). Culminant entre 2500 et 3500 m, ces chaînons pourraient être des crêtes individualisées par le dédoublement en relais de la frontière.

13Les "dos de baleine", sont des renflements allongés, surélevés (>2 km), formés par le rassemblement de dômes dans le "haut" central de segments sublinéaires. Par exemple, les Monts Dômes (fig. 6), entre les zones transformantes Indomed et Gallieni, bossellement W-E, à peine plus long que large, occupé par quelque soixante-dix monticules d'origine indubitablement volcanique (hauteur moyenne = 50 m ; sommets entre 1400-1800 m) (Patriat et al., 1995a et b). La mise en place de ces massifs encombrants et insolites provoque le rehaussement et le rétrécissement sensibles du fossé axial, phénomènes peu fréquents en domaine infralent.

14Les plateaux arqués ont l'aspect de petites montagnes en forme d'amphithéâtre, de fort commandement (2-3 km), tels les monts Achab (1580 m, segment est de la zone Melville, 61°25’ E, voir plus loin) et Stanislas (68°15’ E). Leur morphologie en "pont" (entre les deux bords de la zone axiale) et centro-segmentaire, est bien représentée par les monts Jourdanne, (fig. 7) puissant entablement volcanique démantelé en trois buttes (sommet à 2220 m). Leur commandement est égal à celui des plus hauts reliefs subaériens comme les strato-volcans du type Etna. L'escarpement à falaise concave qui les limite vers l'ouest domine de plus de 3,5 km la dépression parabolique éventrée à son pied par la distension. Le démantèlement tectono-gravitaire de l'appareil pourrait lui avoir fait perdre un tiers de son extension initiale.

Les formes subaxiales

15Au-delà du mur interne, enceinte du fossé axial, s'élève l'étage supérieur de la frontière qui soulève à moins de 3000 m les reliefs suivants. D'abord, des banquettes latérales, tantôt larges à l'aspect de terrasses, tantôt étroites et accidentées comme des replats tectoniques. Cette sous-province, qui paraît mieux représentée à mesure qu'on approche de la jonction triple de Rodrigues (voir plus loin), est un compartiment structural intermédiaire, morphologiquement plus ancien et donc moins séismique. Le lissage par le mince tapis de pélagites laisse cependant affleurer les revers de blocs soulevés et les rebords de bassins suspendus qui débouchent dans le fossé axial par de profondes entailles en gorges de raccordement. La banquette est dominée par les épaulements du rift, hauts plateaux accidentés par des faisceaux d'escarpements subparallèles à la frontière. Les plus proches de cette banquette jalonnent le mur externe de la zone frontalière couronné par le front des plus hautes crêtes latérales. Ces dernières sont des grands blocs basculés vers l'extérieur, à l'aspect de véritables montagnes (50 x 10 km, 1500-3000 m) au revers rugueux, espacées les unes des autres de quelque 10-50 km (signe 2 de la fig. 7). Plus à l'écart encore, l'étage supérieur devenu plus tabulaire, porte la ligne de démarcation qui le sépare des provinces intraplaques (ou hors-axe) de la dorsale (fig. 5 ; Peulvast & Vanney, 2002, chap. III). Celles-ci, inertes par définition, sont laissées hors du champ de cette revue des formes du relief.

Fig. 5 – Diagramme perspectif d'une demi-zone axiale dans une dorsale infralente.
Fig. 5 – A three-dimensional diagram of a semi-axial zone for an ultra slow spreading ridge.

Fig. 5 – Diagramme perspectif d'une demi-zone axiale dans une dorsale infralente. Fig. 5 – A three-dimensional diagram of a semi-axial zone for an ultra slow spreading ridge.

Flèche : direction et taux d'expansion (cm/an) moyens de la plaque.
Arrow : mean direction and spreading rate (cm/yr) of the plate.

16Les géophysiciens ont accordé au changement morphologique longitudinal de la frontière une plus grande attention qu'à son arrangement transversal. Les levés longeant la zone axiale (ex. campagne Capsing, Patriat & Sibuet, 1997) ont révélé la diversité imprévue entre les segments qui la composent (voir supra). Bien que la faiblesse du taux de renouvellement reste étonnamment constante tout au long des 7500 km de la frontière (hormis quelques minimes accélérations locales) (fig. 3), les trois groupes précités de composants y sont très inégalement représentés. Polymorphie régionale remarquable, incomparablement plus accentuée que dans tout autre type de dorsales (Mendel et al., 1995a et b, 1997 ; Mendel & Sauter, 1997 ; Patriat et al., 1995a et b ; Rommevaux-Jestin et al., 1997). La variabilité de la morphologie axiale est telle qu'aucun segment ne se ressemble, pas même aux segments entre lesquels il s'articule. Il a semblé cependant nécessaire à V. Mendel et al. (1997) de procéder à l'inventaire et au rangement de la trentaine de segments cartographiés entre 57° E et 70° E dans l'un des trois groupes suivants, différenciés en fonction de leur équipement morphologique et du volume en creux de la frontière. Sont distingués : 1) d'abord des segments courts, peu profonds, en partie surélevés par des hauteurs médianes qui l'emportent sur les autres composants (ex. segments des monts Dômes et Jourdanne, fig. 6 et fig. 7) ; 2) ensuite des segments plus composites, plus complets, aux "murs" rapprochés en leur centre (agencement proche des segments "en sablier" des dorsales atlantiques), au plancher plus large, moins encombré et donc plus profond ; 3) enfin des segments plus déprimés encore, équipés de façon plus rudimentaire puisque leur majeure partie est accaparée par les bassins centraux et des fossés axiaux plus vastes et plus creux.

Fig. 6 – Carte multifaisceaux de dômes volcaniques dans la zone axiale de la dorsale sud-ouest indienne. Boîte (9 x 9 km) levée au 1/200000 (L'Atalante, 1995).
Fig. 6 – High-resolution swath map of volcanic domes in the axial zone of the Southwest Indian Ridge. Box (9 x 9 km) surveyed at 1/200000 (L'Atalante, 1995).

Fig. 6 – Carte multifaisceaux de dômes volcaniques dans la zone axiale de la dorsale sud-ouest indienne. Boîte (9 x 9 km) levée au 1/200000 (L'Atalante, 1995). Fig. 6 – High-resolution swath map of volcanic domes in the axial zone of the Southwest Indian Ridge. Box (9 x 9 km) surveyed at 1/200000 (L'Atalante, 1995).

Équidistance des isobathes : 20 m. Localisation entre les zones Indomed et Gallieni (fig. 9B). Partie centrale (37°40'-37°42’ S) : frontière de plaque avec les dômes les plus hauts (entre 1380 et 1440 m). Hors-axe (N et S) : réarrangement latéral en blocs faillés.
Location between the Indomed and Gallieni fracture zones (fig. 9B). Central area (37°40'-37°42’ S) : plate boundary with the culminating domes (between 1380 and 1440 m). Off-axis (N & S) : lateral rearrangement by block faulting.

Fig. 7 – Les monts Jourdanne.
Fig. 7 – The Jourdanne mountains.

Fig. 7 – Les monts Jourdanne. Fig. 7 – The Jourdanne mountains.

1 : épaulements et surface à crêtes basses (1a) ; 2 : crêtes latérales ; 3 : bassins intercrêtes ; 4 : mur externe ; 5 : banquette latérale et bassin suspendus ; 6 : mur interne ; 7 : fossé axial ; 8 : bassin central ; 9 : dépressions cratériformes ; 10 : monts Jourdanne (haut de mi-segment), ; 10a : butte en coupole ; 10b : revers de coulées laniérées en éperons ; 10c : front en corniche abrupte ; arceaux : panaches hydrothermaux probablement piégés entre les murs internes (d'après German et al. 1998).
1 : shoulder and low crestal surface (1a) ; 2 : lateral ridge with scarp ; 3 : intercrestal basin ; 4 : outer wall ; 5 : hanging bench and basin ; 6 : inner wall ; 7 : axial graben ; 8 : central basin ; 9 : craterlike hole ; 10 : Jourdanne mountains (mid-segment high) ; 10a : butte in cupola ; 10b : spur-shaped backslope ; 10c : cuesta like front slope ; hoop : hydrothermal plumes probably trapped between the inner walls (after German et al., 1998).

Les morphologies transversales

17Tout aussi varié, l'équipement des espaces intersegmentaires revêt une signification et une importance morphologiques très particulières. Le fossé, qui normalement les occupe, gagne en longueur et en complexité à mesure que la frontière s'infléchit et se désarticule. Encore simplifiée, la typologie des discontinuités proposée par V. Mendel et al. (1997) distingue, par ordre de dimension croissante, les formes suivantes : les cuvettes ellipsoïdales, les bassins mono- ou pluri-losangiques, et enfin les gorges profondes obliques ou normales à la frontière. Celles-ci représentent peut-être les stades majeurs d'une série évolutive orientée par la transformation graduée des espaces intersegmentaires. Cette évolution morphologique transversale semble avoir procédé par l'accroissement des décalages, en longueur et en "jauge" (largeur, profondeur), et par l'empiètement corrélatif sur les segments intercalaires (Mendel et al., 1997). Les figures 2 et 3 montrent comment semblable désarticulation a équipé la frontière de remarquables paires de reliefs transversaux, des sortes de prolongements en forme d'apophyses dont le développement latéral peut atteindre et dépasser la centaine de kilomètres.

Les massifs et les dépressions

18Un premier dispositif morphologique est bien représenté vers 55° E (fig. 8) et vers 40° E (Nord de l'archipel Marion-Prince Edward, fig. 1, 9A). Le tracé flexueux entre les segments ne produit pas encore d'interruption brusque du fossé axial, seulement une suite de coudes en décalages plus ou moins prononcés vers le nord-nord-est. Pour être d'ampleur modeste (quelques dizaines de kilomètres), cette distorsion sénestre soumet la frontière non seulement à un déboîtement intersegmentaire en forme d'espalier mais, plus encore, à un gauchissement spectaculaire des flancs de la dorsale. Ainsi naissent des ensembles morphologiques originaux, larges de la centaine de kilomètres, dont la singularité a été pour la première fois explicitée par B. de Ribet et P. Patriat (1988). La figure 8 donne l'exemple d'une telle extension du champ morphologique disloqué entre les zones Gauss et Atlantis II (fig. 3 et fig. 9B). Les reliefs ordonnés en grands quadrillages losangiques et en travées laniérées, orientées N07°, sont diversement appariés de part et d'autre des segments de la frontière. Sur les biefs en fossés ouest-est (un peu semblables à de courtes cluses), s'insèrent des plateaux massifs, allongés, étroits, basculés en asymétrie bilatérale alternée (escarpements vers l'est sur la plaque Afrique, vers l'ouest sur la plaque Antarctique), aux sommets découpés en bastions pyramidaux (culminations : 950-1350 m). Entre ces gros reliefs subtabulaires, des dépressions obliques s'épanouissent et s'évasent en auges longues et profondes, dont les planchers, accidentés de crêtes basses et traversières, sont comme suspendus à un ou deux kilomètres au-dessus de la frontière. On serait tenté de traduire massifs par "monts" et dépressions par "vals" tant leur ordonnance régulière évoque celle des morphologies alternées façonnées dans un plissement d'avant-pays.

Fig. 8 – Massifs et vals transversaux de la dorsale sud-ouest indienne. Localisation entre les zones Gauss et Atlantis II (fig. 9B). Interprétation morphologique d'un levé multifaisceaux au 1 : 200 000 (L'Atalante, carte dans Patriat et al., 1996). Morphologie N07° légèrement oblique (10°) à la direction d'expansion actuelle. Origine thermique du basculement alterné des chaînons transverses : les escarpements se dressent face à l'axe chaud le plus proche (De Ribet & Patriat, 1988).
Fig. 8 – Transverse ridges and valleys of the Southwest Indian Ridge. Location between the Gauss and Atlantis II zones (fig. 9 B). Geomorphic interpretation from a multibeam survey (L'Atalante, map in Patriat et al., 1996). Morphological trend (N 07°) oblique (10°) to the present-day expansion. Thermal origin of alternate tilting of the transverse ridges : the scarps uplifted above the nearest axis (De Ribet & Patriat, 1988).

Fig. 8 – Massifs et vals transversaux de la dorsale sud-ouest indienne. Localisation entre les zones Gauss et Atlantis II (fig. 9B). Interprétation morphologique d'un levé multifaisceaux au 1 : 200 000 (L'Atalante, carte dans Patriat et al., 1996). Morphologie N07° légèrement oblique (10°) à la direction d'expansion actuelle. Origine thermique du basculement alterné des chaînons transverses : les escarpements se dressent face à l'axe chaud le plus proche (De Ribet & Patriat, 1988). Fig. 8 – Transverse ridges and valleys of the Southwest Indian Ridge. Location between the Gauss and Atlantis II zones (fig. 9 B). Geomorphic interpretation from a multibeam survey (L'Atalante, map in Patriat et al., 1996). Morphological trend (N 07°) oblique (10°) to the present-day expansion. Thermal origin of alternate tilting of the transverse ridges : the scarps uplifted above the nearest axis (De Ribet & Patriat, 1988).

1 : chaîne transverse ; 2 : escarpement ; 3 : revers en pente douce ; 4 : zone frontalière, crête latérale et mur interne ; 5 : Idem, mur des biefs de raccordement ; 6 : crête néovolcanique ; 7 : crête basse cloisonnant le fond des vals transverses ; 8 : bassins du fond de la zone frontalière ; 9 : bassins des vals transverses.
1 : transverse ridge ; 2 : scarp ; 3 : gentle backslope ; 4 : boundary zone, lateral ridge and inner wall ; 5 : connecting section wall ; 6 : neovolcanic ridge ; 7 : dividing low crests of the transverse valley floor ; 8 : basins along the boundary zone ; 9 : basins in transverse valleys.

Fig. 9 – Deux exemples de systèmes transformants de la dorsale SWI. Extraits de la carte de R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997). Dix degrés de latitude = 1111 km
Fig. 9 – Two examples of transform systems along the Southwest Indian Ridge. Taken from the map of R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997). Ten degrees in latitude = 1111 km

Fig. 9 – Deux exemples de systèmes transformants de la dorsale SWI. Extraits de la carte de R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997). Dix degrés de latitude = 1111 kmFig. 9 – Two examples of transform systems along the Southwest Indian Ridge. Taken from the map of R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997). Ten degrees in latitude = 1111 km

A) Système central, "complexe Andrew Bain". Transformantes Du Toit (DT), AB (Andrew Bain), MA (Marion), PE (Prince Edward), ES (Eric Simpson), DI (Discovery II). B) Système oriental. Transformantes Indomed (IN), Gallieni (G1), Gazelle (G2), Gauss (G3), Atlantis II (AT, fig. 11, fig. 12), Novara (NO) et Melville (ME, fig. 10).
A) The central system ("Andrew Bain complex"). Du Toit (DT), AB (Andrew Bain), MA (Marion), PE (Prince Edward), ES (Eric Simpson), DI (Discovery II). B) The eastern system. Indomed (IN), Gallieni (G1), Gazelle (G2), Gauss (G3), Atlantis II (AT, fig. 11, fig. 12), Novara (NO) et Melville (ME, fig. 10).

Fig. 10 A – La zone transformante Melville (dorsale sud-ouest indienne).
Fig. 10 A – The Melville Transform Zone (Southwest Indian Ridge).

Fig. 10 A – La zone transformante Melville (dorsale sud-ouest indienne). Fig. 10 A – The Melville Transform Zone (Southwest Indian Ridge).

A) Schéma bathymétrique d'après V. Mendel et al. (1997). Équidistance des courbes : 200 m. Bande blanche : zone néovolcanique. Ligne blanche : frontière des plaques Afrique-Somalie (ouest et nord) – Antarctique (est et sud) dans la zone transformante.
A) A bathymetric sketch from V. Mendel et al. (1997). Contour interval : 200 m. White line : plate boundaries Africa-Somalia (W and N)-Antarctica (E and S) into the transform zone.

Fig. 10 B – La zone transformante Melville (dorsale sud-ouest indienne).
Fig. 10 B – The Melville Transform Zone (Southwest Indian Ridge).

Fig. 10 B – La zone transformante Melville (dorsale sud-ouest indienne). Fig. 10 B – The Melville Transform Zone (Southwest Indian Ridge).

B) Schéma géomorphologique. 1 : fossé axial et haut de segment (a) ; 2 : bassin central et dépression cratériforme (a) ; 3 : murs interne (A) et externe (B) ; 4, montagne axiale de mi-segment, avec revers (a) et corniche frontale (b) ; 5, crête latérale, haute (a) et basse (b) avec corniche (a) ; 6 : banquette et bassins suspendus ; 7 : épaulement et surface de crêtes basses ; 8 : bassin intercrêtes. 9 : crête transverse ; 10 : mur transformant ; 11 : cornière externe ; 12 : cornière interne ; 13 : bassin nodal actif (A) et inactif (B) ; 14 : gorges de raccordement entre les morphologies divergentes et transformantes ; 15 : crête médiane active (A) et inactive (B) ; 16 : fond de fossé transformant actif (A) et inactif (B) ; 17 : haut d'intersection. Noter le dédoublement de la crête médiane et du fossé transformant, le contraste entre le mur transformant de la plaque Afrique (massif, plus bas : 3800 m) et son vis-à-vis Antarctique (dégradé, plus élevé : 2840 m).
B) A geomorphic sketch. 1 : axial graben ; 2 : central basin and craterlike hole ; 3 : in (A) and outer (B) wall ; 4 : axial mid-segment mountain with backslope (a) and cuesta like front slope (b) ; 5 : high (A) and low (B) lateral ridge ; 6 : perched bench and basin ; 7 : shoulder and low crestal surface ; 8 : increstal basin ; 9 : transverse ridge ; 10 : transform ; 11 : outer corner ; 12 : inner corner ; 13 : active (A) and inactive (B) nodal basin ; 14 : connecting notch between divergent-transform morphologies ; 15 : active (A) and inactive (B) median ridge ; 16 : active (A) and inactive (B) transform bottom ; 17 : intersection high. Note the splitting in two of the transform trench and the median ridge, and the contrast between the Africa wall (massive, lower : 3800 m) and the opposite Antarctica wall (eroded, raised : 2840 m).

Les murs et les fossés transformants

19De plus grande ampleur, un deuxième dispositif apparaît quand la rigidité crustale impose la disjonction brutale, c'est-à-dire la "transformation" de la discontinuité intersegmentaire. Le "saut" de frontière est parfaitement matérialisé par la déchirure du ruban des anomalies magnétiques d'une centaine de kilomètres ou davantage. Les monts deviennent des montagnes et les vals des fossés transversaux. La dorsale SWI possède une des plus riches collections de tels couples transformants, remarquablement linéaires et monumentaux. Leur déploiement, maximal entre 25° Et 35° E (fig 9A, Bergh & Norton, 1976 ; Grindlay et al., 1996, 1998), se réduit vers les extrêmes ouest (fig. 3 ; Grindlay et al., 1998) et est (fig. 9B ; Dick et al., 1997, 1999 ; Mendel et al., 1997 ; Patriat et al., 1995a et b, 1997). Toutefois, leur développement vertical reste toujours aussi impressionnant. Si les "transformantes" possèdent leur personnalité propre, un lot et un plan morphologiques identiques les apparentent (Peulvast & Vanney, 2002 cf. fig. II.15).

20Le fossé transformant forme un couloir rectiligne, long de plusieurs dizaines de kilomètres (zones Melville : 65 ; Novara : 60), voire de la centaine (Indomed, Du Toit : 150 environ ; Atlantis II : 170) en franchissant le passage entre les plateaux de Madagascar et de El Cano-Crozet (fig. 3). La tranchée s'étire plus encore dans les faisceaux occidentaux des zones du "complexe Andrew Bain", le plus proche du point chaud de Marion (fig. 3, fig. 9A ; Grindlay et al., 1996). Étroit (5 à 10 km) comparativement à sa longueur, un fossé transformant peut être profilé en auge (zone Gallieni), ou réduit à l'état de défilé par l'empiètement de hauts tabliers d'éboulis (zone Melville).

21Le fond de ces gorges atteint des profondeurs considérables. Ordinairement circonscrites par l'isobathe de 5000 m (zone Gallieni), leurs parties les plus creuses et encaissées peuvent descendre en dessous de 6000 m (zones Gazelle, Melville, fig. 10A et B). C'est notamment le cas quand le plancher est semé de dépressions ovi-ou cunéiformes, ovalisées dans le sens du cisaillement sénestre. Les plus creuses sont de vrais gouffres avoisinant 6500 m (zones Du Toit, Atlantis II cf. fig. 10B, fig. 11), aux intersections avec les fossés longitudinaux. De tels entonnoirs, dénommés bassins nodaux, sont ouverts par le couple de forces antagonistes : la divergence et le cisaillement. Les plus profonds, peut-être d'origine transtensive, doivent percer le toit du manteau supérieur (voir dernière partie).

22La crête médiane, étroite et basse (élévation kilométrique) en forme de cloison subrectiligne dédoublant le fossé, pourrait provenir de l'ascension diapirique du matériel mantellique (figuré 15 de la fig. 10B).

Fig. 11 – La zone transformante Atlantis II (dorsale sud-ouest indienne) : vue perspective de la partie centrale.
Fig. 11 – The Atlantis II transform zone (Southwest Indian Ridge) : a three-dimensional diagram of the central part.

Fig. 11 – La zone transformante Atlantis II (dorsale sud-ouest indienne) : vue perspective de la partie centrale. Fig. 11 – The Atlantis II transform zone (Southwest Indian Ridge) : a three-dimensional diagram of the central part.

D'après Proc. ODP, vol. 118 (image H.J.B. Dick et S. Corey, in H.J.B. Dick et al., 1999), complété. Localisation cf. fig. 3. Petite flèche blanche : puits foré n° 732. Profondeur maximale du fossé : 6480 m.
From Proc. ODP, vol. 118 (imagery by H.J.B. Dick & S. Corey) complemented. Location cf. fig. 3. Maximal depth of the trench : 6480 m.

Fig. 12 – Le Banc Atlantis (A) et sa partie culminante (B) d'après les cartes de H.J.B. Dick et al. (1999).
Fig. 12 – Atlantis Bank (A) and its culminating part (B) from maps by H.J.B. Dick et al. (1999).

Fig. 12 – Le Banc Atlantis (A) et sa partie culminante (B) d'après les cartes de H.J.B. Dick et al. (1999). Fig. 12 – Atlantis Bank (A) and its culminating part (B) from maps by H.J.B. Dick et al. (1999).

Équidistance des courbes : 5 m. Quadrillage vertical : 0,92 km. Localisation : 18 km au sud de l'axe. Plate-forme d'abrasion marine récente (fini-miocène), longue (10 km) et peu profonde (env. 700 m). Les puits 735 B (1987) et 1105 A (1997) du site JOIDES 118 (fig. 11) ont traversé respectivement 0,5 et 1,5 km de gabbros feuilletés et altérés. En A, reculées de mégaglissements.
Contour interval : 5 m. Grid : 0.92 km (NS). Recent (Miocene), shallow (700 m) and large (10 km) wave-cut platform. Holes 735 B (1987) and 1105 A (1997) drilled through 0.5 and 1.5 km of foliated and altered gabbros. In A, megaslide re-entrants.

23Les crêtes transverses forment deux longues chaînes, tranchées dans chaque bord de plaque, qui s'élèvent d'un seul jet à plusieurs kilomètres au-dessus du fond. Leurs "murs" sont des parois monumentales et fragiles. Ces gigantesques copeaux crustaux cisaillés dans les flancs de la dorsale, balafrés de chenaux et déchiquetés par des cirques de décollement (fig. 10A et B, fig. 11, fig. 12), livrent à l'érosion des roches très vulnérables à la dégradation chimique (par halmyrolyse, Peulvast & Vanney, 2001) et au démantèlement tectono-gravitaire.

24Les cornières dressent un couple de promontoires au-dessus de l'intersection des formes longitudinales et transversales. La cornière interne est un lourd bastion quadrangulaire formé par l'extraction des assises profondes de la croûte (gabbros) par une faille de détachement de grande ampleur. La cornière interne, son vis-à-vis, est un relief plus délié, constitué d'une série d'éperons en crochet découpés par failles dans la croûte supérieure (basaltes).

25Le dessin des anomalies magnétiques sur les flancs des crêtes transverses a donné à croire que plusieurs transformantes furent temporairement soumises aux efforts transtensifs induits par la réorientation récente de l'expansion. Exemple : celle de la zone Atlantis II (57° E), il y a environ 11 Ma (Miocène supérieur), tourna son compas d'une dizaine de degrés à gauche (Dick et al., 1991, 1999). Pareille correction des contraintes appliquées au jeu coulissant suffit-elle à expliquer la démesure des dénivellements de nombre de compartiments ? Et le rehaussement de leur toit qui émergea pendant une durée suffisante pour être tronqué ? C'est pourtant ce qui fut démontré au moins dans un cas : le Banc Atlantis (700-750 m, fig. 12) dont les gabbros altérés ont été nivelés, à la fin du Miocène, par une plate-forme d'abrasion marine (Dick et al., 1991 ; Bideau et al., 1998). L'épanouissement des aplanissements subaériens en d'autres culminations frontalières infralentes pose un problème majeur non encore résolu.

Une morphologie transversale du troisième type ?

26La découverte, en 1996, de l'énigmatique "complexe morphologique Andrew Bain" (fig. 9A) pose une autre question : celle de l'existence éventuelle d'un troisième type de reliefs transversaux (Grindlay et al., 1996 ; Sclater et al., 1999). Le long de cette large zone, allongée de part et d'autre de 30° E, l'écartèlement démesuré (~120 km) des deux murailles-fossés cisaillant les bords de plaques décrit les contours d'une sorte de parallélogramme (en forme de "microplaque") étiré par un énorme saut de frontière (~750 km, entre 47° S et 52°30’ S). L'ouverture béante enferme un échelonnement grandiose et désordonné de sept ou huit montagnes-blocs diversement pivotées (carte bathymétrique dans Grindlay et al., 1996). Incontestablement, au regard de la morphologie générale, il s'agit là d'un espace rarissime à plusieurs égards : agencement, format (la plus large et la deuxième plus longue transformante de l'Océan mondial) et forte instabilité séismique cisaillante (en 1942, la zone a été secouée par le plus fort séisme jamais enregistré sous une dorsale cf. Wald & Wallace, 1986 ; Ligi et al., 2002). Toutefois, à l'échelle de la frontière SWI, ce "complexe" pourrait n'être qu'une anomalie d'origine lointaine. Elle refléterait moins la lenteur de son régime morphogénétique que son accommodation intraplaque, distensive et récente (au moins depuis 6 Ma : fin du Miocène, anomalie 3A) à la portée maximale des effets divergents du Grand Rift qui a écarté les deux panneaux de la plaque Afrique (Nubie et Somalie) d'un angle d'environ 8° (fig. 3 ; Chu & Gordon, 1999 ; Lemaux et al., 2002).

Les morphologies apicales

27Un troisième stade d'enrichissement morphologique est atteint à l'est de la zone Melville (60°30’ E, fig. 3, fig. 10A et B). Les reliefs transformants, déjà raréfiés, disparaissent pour céder le terrain à l'agencement sagittal imposé par la propagation de la zone axiale dans celles des dorsales concourantes centre-indienne (CI) et sud-est indienne (SEI) qui forment les flancs sud-occidentaux de la jonction triple de Rodrigues (fig. 3, fig. 13). Aux processus d'accrétion se conjuguent les processus de propagation ainsi que l'atteste le dessin des anomalies magnétiques et des formes du terrain. Les premières, en chevrons (ou en "V") emboîtés et pointés vers l'est (Patriat, 1987), comprennent deux branches désarticulées et dénivelées de près de deux kilomètres : la branche basse se faufile en paliers E-W entre les reliefs surbaissés de la dorsale SWI ; la branche haute, perchée sur les revers des dorsales CI ou SEI, court parallèlement à leurs axes respectifs. Le réseau des formes décrit un remarquable étoilement de crêtes, d'escarpements et de dépressions, ramifiés autour d'un nœud de confluence immergé à plus de 2000 m (vers 70° E-25° S, fig. 13).

Fig. 13 – Approches occidentales de la jonction triple de l'océan Indien (dite de Rodrigues) : bathymétrie de la pointe de la dorsale sud-ouest indienne, entre 68°48’ E et 70°00’ E.
Fig. 13 – Western approaches of the Rodrigues Triple Junction : bathymetry of the tip of the Southwest Indian Ridge, between 67°47’ E and 70°00’ E.

Fig. 13 – Approches occidentales de la jonction triple de l'océan Indien (dite de Rodrigues) : bathymétrie de la pointe de la dorsale sud-ouest indienne, entre 68°48’ E et 70°00’ E. Fig. 13 – Western approaches of the Rodrigues Triple Junction : bathymetry of the tip of the Southwest Indian Ridge, between 67°47’ E and 70°00’ E.

D'après V. Mendel et al. (1997), complété.
From V. Mendel et al. (1997) completed.

28Les différences, avec les morphologies occupant des positions médio-océaniques semblables (Açores, Bouvetøya), sont flagrantes. La dorsale SWI est la seule qui ne supporte aucune île, la plus profonde même, à venir s'implanter dans des dorsales plus rapides dont les vitesses de renouvellement sont d'un ordre de grandeur deux à trois fois supérieur à elle (taux d'ouverture : CI = env. 5,2 cm/an ; SEI = 6 à 7 cm/an ; Patriat, 1987 ; Briais, 1995 ; Sauter et al., 1995, 1997). Plus froide, la frontière extrême-orientale de la SWI s'incruste lentement et en contrebas d'un soubassement plus rapide, donc plus tiède, plus haut et plus souple, et progressant en sens inverse d'elle. Les levés multifaisceaux (français), sonographiques (britanniques) et géophysiques (gravimétrie, magnétisme) (Schlich et al., 1988 ; Munschy et Schlich, 1989, 1990 ; Mitchell, 1991a et b ; Mitchell & Parson, 1993 ; Briais, 1995 ; Sauter et al., 1995, 1997 ; Mendel et al., 1997 ; Parson et al., 1997) soulignent l'originalité de ces morphologies apicales lesquelles se sont constituées, au cours des dix derniers Ma, autour d'un profond entonnoir de percée grandiose, allongé sur près de dix degrés de longitude (tracé esquissé dans l'angle nord-est de la fig. 3). Celui-ci a été ouvert par la propagation de la dorsale dont les revers progressivement cisaillés et écartelés forment le secteur circulaire sud-occidental appelé par les géophysiciens le "massif central de l'océan Indien" (McKenzie & Sclater, 1971 ; Tapscott et al., 1980).

Les bas pays

29Au simple enchaînement de "hauts" et de "bas" segmentaires vient se substituer un enchevêtrement complexe de dépressions et de crêtes, toutes subparallèles et orientées ouest-est. Les premières, disposées en relais, s'approfondissent (> 4500-5000 m), se rétrécissent et s'allongent vers la jonction triple qu'elles pénètrent en flèche aiguë (~30°). Le tronçon terminal s'achève en une étroite percée trapézoïdale, suspendue en col au-dessus des deux vallées axiales concourantes de "type Atlantique". Les crêtes intercalaires s'ordonnent en échelons, principalement dans le secteur sud qui regroupe la majeure partie d'entre elles. Leur format (abaissement, effilement et raccourcissement graduels) et leur forme (absence quasi totale de dômes et autres formes volcaniques) démontrent que la morphotectonique a définitivement supplanté la morphologie magmatique. Avec D. Sauter et al. (1997), on peut admettre que la double lignée de reliefs correspondrait à des fragments du revers de la dorsale centre-indienne, dilacérés, détachés puis décalés vers le sud par extension fractionnée. Selon cette interprétation, le débitage progressif aurait suivi le déplacement du champ de contraintes de la jonction triple. Autrement dit, la mosaïque apicale de blocs et de fossés conserverait la mémoire morphologique des repositionnements et des assauts successifs post-miocènes du pointeau d'insertion du propagateur de la dorsale SWI. Dépressions et crêtes apicales sont des "reliefs transférentiels", c'est-à-dire des formes transfuges qui témoignent des transferts opérés du nord (plaque Afrique) vers le sud (plaque Antarctique) de la frontière.

Les escarpements bordiers

30Les bas pays sont contenus et dominés par deux escarpements limites, affrontés sur plus de 150 km sur chacune des plaques (Mitchell, 1991 a et b). De tels abrupts, qui brisent net la résistance opposée à la pénétration du propagateur, forment les "bords d'attaque" de la dorsale SWI. Ils sont définis structuralement comme des "escarpements de pseudo-failles" ; morphologiquement, ce sont des "escarpements traces". Découpés par l'avancée saccadée du front de taille de l'apex, ils ont été progressivement cisaillés (effet mécanique) et, selon toute vraisemblance, exhaussés (effet thermique). Leurs profils témoignent de ces efforts latéraux : base fortement soulignée par de courts bassins (fonds vers 4500 m), en partie encombrés par des tabliers de brèches tectoniques ; escarpement élevé et raide ; revers renflé en bourrelets triangulaires (sommet sous moins de 2 km d'eau), tels les bords tuméfiés d'une cicatrice. Mais les dessins des traces diffèrent d'une plaque à l'autre (fig. 3, fig. 13). La "trace Antarctique" (sud) est une ligne brisée : les crêtes en épi du bas pays sont reliées par des pédoncules à un échelonnement de redans dont les faces rentrantes semblent marquer les assauts successifs du propagateur (Sauter et al., 1997). La "trace Afrique" (nord) est presque une ligne droite : ses étagements escarpés furent mis à l'alignement sur les plus récentes positions occupées par l'aile nord de l'apex. Au terme oriental de la frontière (angle de la fig. 13), le dernier bloc lourdement quadrangulaire (>2000 m) de la plaque Antarctique s'oppose à l'escalier de failles rectilignes de la plaque Afrique (Briais, 1995).

Les hauts pays

31Aux confins nord-est et sud-est du domaine sont relégués les revers disjoints des épaulements de rift, qui continuent d'être maintenus en position morphostructurale haute par l'effet thermo-tectonique proximal de la jonction triple. Leur topographie, irrégulièrement tabulaire, est nervurée par des cortèges d'épaisses crêtes subparallèles à leurs frontières mères. Saillantes, ramifiées souvent et hautes de plusieurs centaines de mètres, chacune d'entre elles s'enracine perpendiculairement aux escarpements bordiers dont le cisaillement a mis un terme brutal à leur morphogenèse. En chacune des plaques, la géométrie et la géomorphologie des deux séries de crêtes conservent la mémoire du fonctionnement de leur "morphofabrique" respective. Aux crêtes septentrionales engendrées par la dorsale CI ("Afrique"), alignées N350° Et basculées vers l'ouest, s'opposent celles du sud ("Antarctique"), générées par la dorsale SEI, orientées au N310° Et inclinées vers le sud-ouest. L'avancée saccadée et biaisée du propagateur a édifié un "complexe" morphologique original où les reliefs d'une des plaques ne peuvent être les images fidèles de l'autre. La partie terminale de la frontière Afrique-Antarctique n'est donc pas le simple plan de symétrie de deux morphologies identiques, dites en miroirs, mais la conjonction innovante de formes désappariées, diversifiées et enrichies par le progrès même de leur dissymétrie bilatérale. Jusqu'à son terme, la frontière infralente reste bien un agent actif de la physiodiversité.

Conclusion : les morphologies de l'extrême

321) Dans la série des reliefs "céléro-dépendants" (Vanney, 2005), l'édifice frontalier océanique Afrique-Antarctique forme, avec la dorsale Gakkel (citée plus haut), le chaînon manquant entre l'expansion modérée (de "type Atlantique") et le non-renouvellement "hiver crustal". Sa position subterminale dans la série morphologique des dorsales a justifié l'emploi du concept de "type Indien" (Peulvast & Vanney, 2002).

332) La variété infralente des frontières interplaques élabore les termes extrêmes de la double échelle morphostructurale et infrastructurale. De la première, ils atteignent les niveaux les plus élevés de la physiodiversité et du démembrement. Mais à la seconde, ils descendent jusqu'aux échelons inférieurs de la céléro-dépendance et du bilan thermique. Une si déconcertante géomorphologie resterait donc inexpliquable sans le recours aux facteurs lithosphériques qui règlent le régime énergétique de la dorsale.

343) À l'évidence, l'interprétation des formes et de la morphogenèse infralente de la dorsale SWI se réduit encore à des hypothèses qui se heurtent à la connaissance imparfaite de sa structure profonde. Cependant, des voies ont pu être ouvertes depuis dix ans par la confrontation systématique des données bathymétriques et géophysiques levées en concomitance (exemple : campagne Capsing, en 1993 cf. Mendel et al., 1995a et b, 1997 ; Patriat et al., 1995a et b, 1997). Des rapports de causalité jusque-là inaperçus semblent bien relier le superficiel au profond. La relation suivante est actuellement admise : l'hétérogénéité morphologique de la frontière Afrique-Antarctique incarne, extériorise celle de la géométrie (variations dans la minceur de la croûte et la topographie du Moho) et de la nature (géochimique, thermique, gravimétrique) du soubassement, autant crustal que mantellique (Rommevaux-Jestin et al., 1997 ; Grindlay et al., 1998). Les deux séries prometteuses de déterminants et d'arguments, explorées en rapprochant géomorphologie externe et géophysique interne, font appel, à l'échelle globale, au champ thermique et, régionalement, à l'inégale répartition de son champ de densité.

354) Le conditionnement thermique d'abord. Le niveau anormalement bas du flux de chaleur émis par la frontière donne du crédit à l'interprétation selon laquelle la montée en puissance de la désarticulation diastrophique traduirait le fort avancement de la déperdition thermique, fait en relation plausible avec le probable ralentissement de la convection mantellique. À l'opposé des dorsales "non-faillées", aux morphologies que l'on pourrait dire "chaudes" (représentées par celles du Pacifique oriental où le flux géothermique atteint ses valeurs les plus élevées : Lagabrielle, 2005 ce numéro), la dorsale SWI tend à descendre au stade des "morphologies froides". À son refroidissement lithosphérique doivent contribuer aussi les panaches hydrothermaux étonnamment présents (German et al., 1998 ; fig. 7) et, peut-être plus encore, la profonde percolation de l'eau océanique dans le cœur du bâti sous-crustal (voir plus loin).

365) Le conditionnement "densitaire" est plus évident encore. La cartographie détaillée des anomalies de Bouguer dans le manteau (ABM : Rommevaux-Jestin et al., 1997 ; Grindlay et al., 1998) invite à voir dans la dorsale SWI le type même d'une chaîne de montagnes plus ou moins mal soutenue par un champ de densité infracrustale très inégalitaire. En effet, à la différence de la plupart des autres dorsales connues, la remontée du Moho sous-tendu à sa frontière divergente décrit un chapelet discontinu et punctiforme de "creux" (densité moindre et croûte plus épaisse : 3,5-6 km) et de "bosses" (plus grande densité et manteau subaffleurant sous une croûte amincie : 2-2,5 km, voire absente) du Moho (Mendel et al., 1995a et b, 1997 ; Patriat et al., 1995a et b, 1997). Le "relief" du Moho paraît présenter une double traduction morphologique. Au-dessus des creux (= ABM les plus fortement négatives), les centres de segments acquerraient leur pleine individualité morphologique, leur proéminence et leur aplomb puisqu'ils sont nourris par des panaches mantelliques. Ceux-ci seraient plus ou moins capables, proportionnellement à leur activité et à la quantité de matières fondues (melt : manteau fondu) portées vers la surface, d'épaissir la croûte infrasegmentaire, d'y enraciner des épanchements, de les exhausser et, à la limite, de les encombrer de reliefs médians à caractère thrombotique (ex. segment des monts Jourdanne : >-60 mGal). Naturellement, le relâchement, voire l'atrophie, des panaches provoquerait les effets morphologiques inverses : l'abaissement, puis l'effondrement des segments, le fléchissement du flux ascendant de fondues magmatiques, et, par voie de conséquence, l'amaigrissement sinon la disparition de la crête néovolcanique (voir supra : le passage du type 1 au type 3 de segments) (Muller et al., 1997, 1999 ; Rommevaux-Jestin et al., 1997). Par contre, les hauts du Moho (=ABM les plus fortement positives) viendraient s'encastrer sous les discontinuités intersegmentaires. L'élévation des premiers conditionnerait la transformation morphologique des secondes en perturbant leur alignement et en les déprimant à proportion de leur hauteur. Faible, elle biaise et abaisse les discontinuités non-transformantes. Forte, elle privilégie le mouvement transformant, l'élargissement et l'approfondissementt des grands faisceaux de fossés (exemples : zones Atlantis II, Novara = ~ 20 mGal ; zones Du Toit, Melville = 20-40 mGal) (Rommevaux-Jestin et al., 1997 ; Grindlay et al., 1998).

376) Suivant ces pistes explicatives, le cantonnement et la focalisation sporadiques des panaches les plus élevés et les mieux nourris expliqueraient la restriction sélective du régime d'accrétion à quelques rares centres de segments très irrégulièrement espacés (écart moyen : 30-40 km à l'ouest ; 50-100 à l'est). Par compensation, l'absence de magmatisme l'emporterait dans la majeure partie restante de la frontière. En accroissant la longueur des compartiments refroidis, le raccourcissement des segments et l'allongement des discontinuités participeraient ainsi au déclin du régime énergétique de la dorsale SWI (Rommevaux-Jestin et al., 1997). La dégénérescence de celle-ci serait d'autant plus prononcée que la déperdition thermique du soubassement doit être particulièrement active sous les larges fossés transformants où la pénétration plurikilométrique de l'eau océanique profite de la multiplication des voies d'accès ouvertes jusqu'au manteau par l'intense fragmentation crustale. La profonde percolation intersegmentaire expliquerait aussi la forte altération et la sensible remontée du "front de serpentinisation" de la péridotite qui, selon certaines interprétations, serait le véritable "marqueur" du Moho (Bideau et al., 1998 ; Muller et al., 1997, 1999).

387) À son exemplarité multiforme, la dorsale SWI doit d'avoir été choisie par le programme international InterRidge comme site atelier pour l'étude des frontières divergentes du type infralent (Mével et al., 1997). Au début du xxie siècle, on ne peut plus regretter les entraves qui ont longtemps limité sa reconnaissance, après le retour du JOIDES Resolution sur son site de forage du Banc Atlantis (1997, fig. 11) et les premières plongées du submersible Shinkai 6500 dans la jonction triple de Rodrigues (2002), deux types d'exploration dont les autres types de dorsales ont pleinement profité (Vanney, 1993). Toutefois, malgré le succès des récentes campagnes conjuguées germano-étasuniennes (2001) au-dessus de la frontière arctique Eurasie-Amérique cachée sous la couverture glacielle, le jour semble encore lointain où l'on devra inéluctablement substituer le "type Arctique" au "type Indien", même si des scénarios prédictifs alarmistes envisagent pour la fin du siècle la débâcle ultime de la banquise hivernale et la dilacération de la banquise permanente (Vanney, 2002).

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Annexe

Abridged English version

It is widely recognized that : 1) the very slow-spreading (full rate <2 cm/yr) axial ridge provinces present the most impressive and rugged interplate seafloor of the global ridge system ; 2) the most typical ultra slow divergent oceanic frontier is that of the Southwest Indian Ridge (SWIR, fig. 1). The results of recent bathymorphological (high resolution multibeam surveys) and geophysical (magnetism, gravimetry) investigations of the 7000 km-long portion of the SWIR, between the South Atlantic (Bouvet Triple Junction, BTJ) and Central Indian Oceans (Rodrigues Triple Junction, RTJ) are presented (fig. 3). The surveys running lengthwise along this still poorly documented Africa-Antarctica plate boundary have revealed a number of highly conspicuous geomorphic characters over a width spanning the 0-5 Myr (Plio-Pleistocene) age band.

The axial morphology presents the following general characteristics : (1) elevated and extremely rugged topography ; (2) a succession of about one hundred highly diversified geomorphic-spreading cells (named segments) ; (3) a zigzag course of the oceanic plate boundary ; (4) ultra slow-spreading accretion at a rate of 1.2-1.8 cm/yr, an opening rate that has not changed over at least the last 20 Myr (Early Miocene). This slowness is related to insufficiency in magma supply (space and time reduction of diapiric melt upwelling) and thermal support (weak buoyancy of the crust) ; (5) a composite morphogeny which operated by lengthening (propagation westward and predominantly eastward) and shearing displacement (transformation, mainly in the central part) of the spreading centre ; (6) a strong influence of rigid crustal material in which fracturing (deep faulting) prevails over igneous phenomena (volcanic effusion).

The paper highlights in particular the regional peculiarities of the SWIR arrangement. The first pattern is represented by divergent morphologies. The ultra slow-spreading boundary is neither a valley (as in the Atlantic type subject to slow-to-intermediate accretion) nor a narrow-fissured bulge (as in the Pacific type, characterised by fast and ultrafast spreading), but is often an abnormally axial trough (deeper than 4000 m) emplaced by a dramatic crustal graben (5000-5500 m), and locally punctuated by a discontinuous chain of craterlike holes. The limited volcanic activity produces a small number of local highs, generally in mid-segment position. These are low conic mounds spread along the boundary (neovolcanic zone), a concentration of domes (fig. 6), and some scattered axial mountains, variable in location, shape and size. The most remarkable feature forms the Jourdanne Mts (fig. 7), a voluminous massif which nearly entirely fills the median trench and represents a clear lava morphology, with "mesa" and "buttes" bounded by spectacular escarpments. This large inward province is flanked by steps consisting of the following staircase relief : an almost continuous scarp (inner wall), a series of tilted blocks and hanging basins, and, finally, an outer wall leading to a discontinuous chain of crestal mountains, frequently asymmetric in profile. These off-axis ridges mark the inter-intra-plate limit, and overlook the rolling low crestal topography of the rift shoulders. Along the axis, the plate boundary forms a chain of differentiated segments more or less clearly separated by non-transform discontinuities divided into three geomorphic groups.

The second type of seafloor is characterised by a cross of morphologies. The axial boundary can be side-prolonged by a large (>100 km) non-transform ridge-valley system (fig. 8), or cut by a suite of giant offset fracture zones (fig. 9) exhibiting a spectacular peak-to-trough relief higher than 3-4 km (maximum of 5.8 km in the Du Toit Fracture Zone), and a progressive change in direction, from NNE-SSW (20° E-40° E) to NS (50° E-70° E). Dissection processes have resulted in a vigorous and exemplary dismemberment of the SWIR. The Melville Fracture Zone (60°45’ E) is taken as a model of the geomorphic trends of a transform fault in super-slow conditions (fig. 10A, B). It forms an especially long (50-100 km), deep (> 6000 m), sub-linear, and V-shaped entrenchment excavated by nodal basins (deeper than 6000 m), and narrowing into an impressive gorge bounded by intensively attacked transform walls (transverse and median ridges, inner and outer corner scarps, mass wasting scars). Several singularities and observations lead to the suspicion that the culminating compartments of the interplate transform have perhaps been subjected to a change in spreading conditions, an uplift episode and a likely Neogene wave-cut planation (figs. 11 and 12).

The third type, the propagation morphologies, corresponds to the far-eastern tip of the SWIR axis, and forms the western approaches of the RTJ (fig. 13). The insertion of a slow-cold morpho-fabric into faster-warmer ridges generates a singular radial pattern. The eastward propagation by left-lateral slipping produces a number of significant changes. These include, notably, a marked opposition between the fan-shaped, deep new petro-fabric (alternation of crests and troughs, disappearance of transform discontinuities and rift mountains) and high plateaus created by the CIR and SEIR ridges (two asymmetric series of irregularly spaced sub-linear hills), almost orthogonally sheared on each diverging plate by a steep, discontinuous series of pseudo-fault scarps (named trace escarpments), probably uplifted by isostatic compensation (floor shallower than 2000 m).

The three-dimensional analysis of geophysical data obtained along the SWIR axis, west of 35° E (Grindlay et al., 1996, 1998), and between the Atlantis II zone and Rodrigues TJ (Mendel et al., 1997 ; Rommevaux-Jestin et al., 1997 ; Patriat et al., 1997), suggests that variations in geomorphic patterns and accretionary processes are related to the thermal structure of the lithosphere, especially the mechanical properties of the oceanic crust, and the geographic distribution of mantle upwelling and of the Moho relief associated with mantle Bouguer anomalies.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Croquis bathymétrique des dorsales atlantico-indienne et sud-ouest indienne. Fig. 1 – Bathymetric sketch of the Atlantic-Indian and South. Indian Ridges.
Légende D'après R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997). Isobathes : 1000, 3000 et 5000 m.From R.L. Fisher & A.M. Goodwillie, (1997). 1000, 3000, 5000 m contours only.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-1.png
Fichier image/png, 278k
Titre Fig. 2 – Carte bathymétrique de la dorsale sud-ouest indienne et des cuvettes océaniques adjacentes. Fig. 2 – Bathymetric map of the Southwest Indian Ridge and of the adjacent oceanic floor.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-2.png
Fichier image/png, 476k
Titre Fig. 3 – Principales données géodynamiques.Fig. 3 – Main geodynamic data.
Légende 1 : limite moyenne de la banquise en hiver ; 2 : taux en cm/an et directions d'expansion en degrés ; 3 : points chauds (Marion, La Réunion) et volcans récents (actifs durant le dernier million d'années) ; 4 : escarpements-traces de la jonction triple de Rodrigues 1 : average winter pack ice limit ; 2 : spreading rates in cm/yr and directions ; 3 : hot spots (Marion, La Réunion) and young volcanoes (active within the last one million years) ; 4 : trace escarpments of the Rodrigues triple junction.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-3.png
Fichier image/png, 44k
Titre Fig. 4 – Schéma morphologique d'une dorsale infralente (en bas), comparée avec les dorsales de types hyperrapide (Pacifique, à gauche) et intermédiaire à lent (Atlantique, à droite). Noter les différences de dimensions et de configuration.Fig. 4 – Geomorphic sketch of an ultra slow-spreading ridge (bottom), compared with the ultrafast (Pacific, left) and intermediate to slow (Atlantic, right) ridges. Note the differences in size and pattern.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-4.png
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Titre Fig. 5 – Diagramme perspectif d'une demi-zone axiale dans une dorsale infralente. Fig. 5 – A three-dimensional diagram of a semi-axial zone for an ultra slow spreading ridge.
Légende Flèche : direction et taux d'expansion (cm/an) moyens de la plaque.Arrow : mean direction and spreading rate (cm/yr) of the plate.
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Titre Fig. 6 – Carte multifaisceaux de dômes volcaniques dans la zone axiale de la dorsale sud-ouest indienne. Boîte (9 x 9 km) levée au 1/200000 (L'Atalante, 1995). Fig. 6 – High-resolution swath map of volcanic domes in the axial zone of the Southwest Indian Ridge. Box (9 x 9 km) surveyed at 1/200000 (L'Atalante, 1995).
Légende Équidistance des isobathes : 20 m. Localisation entre les zones Indomed et Gallieni (fig. 9B). Partie centrale (37°40'-37°42’ S) : frontière de plaque avec les dômes les plus hauts (entre 1380 et 1440 m). Hors-axe (N et S) : réarrangement latéral en blocs faillés.Location between the Indomed and Gallieni fracture zones (fig. 9B). Central area (37°40'-37°42’ S) : plate boundary with the culminating domes (between 1380 and 1440 m). Off-axis (N & S) : lateral rearrangement by block faulting.
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Titre Fig. 7 – Les monts Jourdanne. Fig. 7 – The Jourdanne mountains.
Légende 1 : épaulements et surface à crêtes basses (1a) ; 2 : crêtes latérales ; 3 : bassins intercrêtes ; 4 : mur externe ; 5 : banquette latérale et bassin suspendus ; 6 : mur interne ; 7 : fossé axial ; 8 : bassin central ; 9 : dépressions cratériformes ; 10 : monts Jourdanne (haut de mi-segment), ; 10a : butte en coupole ; 10b : revers de coulées laniérées en éperons ; 10c : front en corniche abrupte ; arceaux : panaches hydrothermaux probablement piégés entre les murs internes (d'après German et al. 1998).1 : shoulder and low crestal surface (1a) ; 2 : lateral ridge with scarp ; 3 : intercrestal basin ; 4 : outer wall ; 5 : hanging bench and basin ; 6 : inner wall ; 7 : axial graben ; 8 : central basin ; 9 : craterlike hole ; 10 : Jourdanne mountains (mid-segment high) ; 10a : butte in cupola ; 10b : spur-shaped backslope ; 10c : cuesta like front slope ; hoop : hydrothermal plumes probably trapped between the inner walls (after German et al., 1998).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-7.png
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Titre Fig. 8 – Massifs et vals transversaux de la dorsale sud-ouest indienne. Localisation entre les zones Gauss et Atlantis II (fig. 9B). Interprétation morphologique d'un levé multifaisceaux au 1 : 200 000 (L'Atalante, carte dans Patriat et al., 1996). Morphologie N07° légèrement oblique (10°) à la direction d'expansion actuelle. Origine thermique du basculement alterné des chaînons transverses : les escarpements se dressent face à l'axe chaud le plus proche (De Ribet & Patriat, 1988). Fig. 8 – Transverse ridges and valleys of the Southwest Indian Ridge. Location between the Gauss and Atlantis II zones (fig. 9 B). Geomorphic interpretation from a multibeam survey (L'Atalante, map in Patriat et al., 1996). Morphological trend (N 07°) oblique (10°) to the present-day expansion. Thermal origin of alternate tilting of the transverse ridges : the scarps uplifted above the nearest axis (De Ribet & Patriat, 1988).
Légende 1 : chaîne transverse ; 2 : escarpement ; 3 : revers en pente douce ; 4 : zone frontalière, crête latérale et mur interne ; 5 : Idem, mur des biefs de raccordement ; 6 : crête néovolcanique ; 7 : crête basse cloisonnant le fond des vals transverses ; 8 : bassins du fond de la zone frontalière ; 9 : bassins des vals transverses.1 : transverse ridge ; 2 : scarp ; 3 : gentle backslope ; 4 : boundary zone, lateral ridge and inner wall ; 5 : connecting section wall ; 6 : neovolcanic ridge ; 7 : dividing low crests of the transverse valley floor ; 8 : basins along the boundary zone ; 9 : basins in transverse valleys.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-8.png
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Titre Fig. 9 – Deux exemples de systèmes transformants de la dorsale SWI. Extraits de la carte de R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997). Dix degrés de latitude = 1111 kmFig. 9 – Two examples of transform systems along the Southwest Indian Ridge. Taken from the map of R.L. Fisher & A.M. Goodwillie (1997). Ten degrees in latitude = 1111 km
Légende A) Système central, "complexe Andrew Bain". Transformantes Du Toit (DT), AB (Andrew Bain), MA (Marion), PE (Prince Edward), ES (Eric Simpson), DI (Discovery II). B) Système oriental. Transformantes Indomed (IN), Gallieni (G1), Gazelle (G2), Gauss (G3), Atlantis II (AT, fig. 11, fig. 12), Novara (NO) et Melville (ME, fig. 10).A) The central system ("Andrew Bain complex"). Du Toit (DT), AB (Andrew Bain), MA (Marion), PE (Prince Edward), ES (Eric Simpson), DI (Discovery II). B) The eastern system. Indomed (IN), Gallieni (G1), Gazelle (G2), Gauss (G3), Atlantis II (AT, fig. 11, fig. 12), Novara (NO) et Melville (ME, fig. 10).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-9.png
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Titre Fig. 10 A – La zone transformante Melville (dorsale sud-ouest indienne). Fig. 10 A – The Melville Transform Zone (Southwest Indian Ridge).
Légende A) Schéma bathymétrique d'après V. Mendel et al. (1997). Équidistance des courbes : 200 m. Bande blanche : zone néovolcanique. Ligne blanche : frontière des plaques Afrique-Somalie (ouest et nord) – Antarctique (est et sud) dans la zone transformante. A) A bathymetric sketch from V. Mendel et al. (1997). Contour interval : 200 m. White line : plate boundaries Africa-Somalia (W and N)-Antarctica (E and S) into the transform zone.
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Titre Fig. 10 B – La zone transformante Melville (dorsale sud-ouest indienne). Fig. 10 B – The Melville Transform Zone (Southwest Indian Ridge).
Légende B) Schéma géomorphologique. 1 : fossé axial et haut de segment (a) ; 2 : bassin central et dépression cratériforme (a) ; 3 : murs interne (A) et externe (B) ; 4, montagne axiale de mi-segment, avec revers (a) et corniche frontale (b) ; 5, crête latérale, haute (a) et basse (b) avec corniche (a) ; 6 : banquette et bassins suspendus ; 7 : épaulement et surface de crêtes basses ; 8 : bassin intercrêtes. 9 : crête transverse ; 10 : mur transformant ; 11 : cornière externe ; 12 : cornière interne ; 13 : bassin nodal actif (A) et inactif (B) ; 14 : gorges de raccordement entre les morphologies divergentes et transformantes ; 15 : crête médiane active (A) et inactive (B) ; 16 : fond de fossé transformant actif (A) et inactif (B) ; 17 : haut d'intersection. Noter le dédoublement de la crête médiane et du fossé transformant, le contraste entre le mur transformant de la plaque Afrique (massif, plus bas : 3800 m) et son vis-à-vis Antarctique (dégradé, plus élevé : 2840 m).B) A geomorphic sketch. 1 : axial graben ; 2 : central basin and craterlike hole ; 3 : in (A) and outer (B) wall ; 4 : axial mid-segment mountain with backslope (a) and cuesta like front slope (b) ; 5 : high (A) and low (B) lateral ridge ; 6 : perched bench and basin ; 7 : shoulder and low crestal surface ; 8 : increstal basin ; 9 : transverse ridge ; 10 : transform ; 11 : outer corner ; 12 : inner corner ; 13 : active (A) and inactive (B) nodal basin ; 14 : connecting notch between divergent-transform morphologies ; 15 : active (A) and inactive (B) median ridge ; 16 : active (A) and inactive (B) transform bottom ; 17 : intersection high. Note the splitting in two of the transform trench and the median ridge, and the contrast between the Africa wall (massive, lower : 3800 m) and the opposite Antarctica wall (eroded, raised : 2840 m).
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-11.png
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Titre Fig. 11 – La zone transformante Atlantis II (dorsale sud-ouest indienne) : vue perspective de la partie centrale. Fig. 11 – The Atlantis II transform zone (Southwest Indian Ridge) : a three-dimensional diagram of the central part.
Légende D'après Proc. ODP, vol. 118 (image H.J.B. Dick et S. Corey, in H.J.B. Dick et al., 1999), complété. Localisation cf. fig. 3. Petite flèche blanche : puits foré n° 732. Profondeur maximale du fossé : 6480 m.From Proc. ODP, vol. 118 (imagery by H.J.B. Dick & S. Corey) complemented. Location cf. fig. 3. Maximal depth of the trench : 6480 m.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-12.png
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Titre Fig. 12 – Le Banc Atlantis (A) et sa partie culminante (B) d'après les cartes de H.J.B. Dick et al. (1999). Fig. 12 – Atlantis Bank (A) and its culminating part (B) from maps by H.J.B. Dick et al. (1999).
Légende Équidistance des courbes : 5 m. Quadrillage vertical : 0,92 km. Localisation : 18 km au sud de l'axe. Plate-forme d'abrasion marine récente (fini-miocène), longue (10 km) et peu profonde (env. 700 m). Les puits 735 B (1987) et 1105 A (1997) du site JOIDES 118 (fig. 11) ont traversé respectivement 0,5 et 1,5 km de gabbros feuilletés et altérés. En A, reculées de mégaglissements.Contour interval : 5 m. Grid : 0.92 km (NS). Recent (Miocene), shallow (700 m) and large (10 km) wave-cut platform. Holes 735 B (1987) and 1105 A (1997) drilled through 0.5 and 1.5 km of foliated and altered gabbros. In A, megaslide re-entrants.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-13.png
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Titre Fig. 13 – Approches occidentales de la jonction triple de l'océan Indien (dite de Rodrigues) : bathymétrie de la pointe de la dorsale sud-ouest indienne, entre 68°48’ E et 70°00’ E. Fig. 13 – Western approaches of the Rodrigues Triple Junction : bathymetry of the tip of the Southwest Indian Ridge, between 67°47’ E and 70°00’ E.
Légende D'après V. Mendel et al. (1997), complété.From V. Mendel et al. (1997) completed.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/320/img-14.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Jean-René Vanney, « Géomorphologie d'une frontière interplaque infralente : la dorsale océanique sud-ouest indienne », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 11 - n° 2 | 2005, 143-165.

Référence électronique

Jean-René Vanney, « Géomorphologie d'une frontière interplaque infralente : la dorsale océanique sud-ouest indienne », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 11 - n° 2 | 2005, mis en ligne le 01 juillet 2007, consulté le 25 juillet 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/320 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.320

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Auteur

Jean-René Vanney

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