Açores : des morceaux de continent englouti ?
Attention, il s'agit ici d'une compilation de données, mais qui repose sur les dernières données scientifiques concernant les Açores, donc des études géologiques, des carottages de sédiments en divers endroits des îles et de l'Océan, de la dorsale Atlantique, d'études des sédiments et de thèses publiées depuis 2014. Et ces données remettent en question en partie les précédentes, axées principalement sur la probabilité d'un point chaud pur classique pour expliquer l'endroit, dont la position exacte n'est pas connue et toujours en discussion. En fait, les choses sont beaucoup plus compliquées que ça et même uniques au niveau mondial, bien qu'on y retrouve certaines caractéristiques de l'Islande par exemple (qui vient de faire l'objet d'une nouvelle publication au sujet de la possible présence de masses de taille continentale profondes, liées à Théia ! : https://www.futura-sciences.com/sciences/actualites/formation-systeme-solaire-restes-theia-sont-ils-enfouis-sous-surface-terre-86480/. J'en profite pour rappeler qu'il y a seulement quelques années, la science estimait que l'enfoncement et engloutissement d'une masse continentale était impossible, ce qui a été démenti finalement avec le nouveau continent en parti englouti officiellement reconnu, Zealandia.
Comme chacun le sait, la science n'admettait pas la possibilité qu'un continent ait pu disparaître sous les eaux, tout simplement parce que les croutes continentales, épaisses de 30 km en moyenne, sont censées flotter directement sur le magma, ce qui les distinguent de la croûte océanique, dont la moyenne en épaisseur n'est que de 7 kilomètres. Zealandia a été reconnu comme un continent, englouti certes à 94 %, parce qu'il a bien une épaisseur moyenne de 20 à 30 km, de toute façon plus élevé que les 7 km d'une croûte océanique, ainsi que d'autres paramètres que nous verrons. Mais le vaste plateau des Açores possède exactement cette même caractéristique, avec une épaisseur estimée entre 20 et 30 km, selon les dernières estimations. La question à l'étude est donc la possibilité d'une croûte océanique gonflée par un point chaud ou un possible bloc (ou plusieurs) continental, possiblement arraché à un talus continental, lors de la dérive tectonique engendré par la dorsale Atlantique et la division de la Pangée à cet endroit. Nous avons donc potentiellement également un morceau de continent englouti à cet endroit, puisque ce plateau est maintenant à environ 2000 mètres sous l'eau (alors que certaines études postulent qu'il a du être émergé à un moment donné), et est surmonté par quelques îles volcaniques, engendrées elles éventuellement par un panache fixe de chaleur magmatique qui contournerait ce plateau, ou la présence d'un rift actif et donc d'une tectonique locale, influencée par la tectonique de la dorsale à proximité et du point de jonction des trois plaques. Les dernières recherches prouvent également que ces îles ont été crées, détruites et recrées plusieurs fois au cours du temps. En fait, les scientifiques parlent bien de situations catastrophiques, y compris récemment (puisque la majorité de ces îles ont moins de 1 million d'années), avec l'effondrement complet de pans de ces îles, qui sont des îles volcaniques et donc facilement fragilisées par des séismes, éruptions et érosions (tsunamis et ouragans).
Commençons pas les données sur Zealandia et son acceptation officielle en 2018, après un premier soupçon dans les années 1970 (rejeté juste par des "à priori") et ensuite plus de 20 ans de discussions scientifiques et d'attente de données fermes. J'en ai parlé deux fois précédemment, dans un article de 2018 puis en 2020 avec les dernières confirmations : https://www.sciences-faits-histoires.com/blog/archeologie/l-ile-malden-et-ses-mysterieuses-ruines-prehistoriques.html
Le continent en question, bien qu'il s'étend sur quasiment l'équivalent des deux tiers de la surface de l'Australie est à 94% sous la surface de l'océan Pacifique, parfois sous des milliers de mètres d'eau et surtout recouvert par une épaisse couche de sédiments. Il n'émerge essentiellement que sous la forme des terres de la Nouvelle-Zélande et de la Nouvelle-Calédonie et quelques îles. On sait aussi qu'il est nettement sous le niveau de l'océan depuis des dizaines de millions d'années et on ne peut donc logiquement le rattacher aux théories de l'Atlantide ou du continent Mu, car aucun représentant du genre Homo n'existait alors.
Un bilan des connaissances acquises ont été publiés en février 2020 dans un article du journal Geology.
Il est le fruit d'une équipe internationale de chercheurs qui comprenait plus de 30 scientifiques de Nouvelle-Zélande, des États-Unis, d'Italie, d'Espagne, de Nouvelle-Calédonie, de Chine, des Pays-Bas, d'Allemagne, du Brésil, du Japon, du Royaume-Uni et de Corée du Sud. Elle était dirigée conjointement par le professeur Rupert Sutherland de la Victoria University of Wellington (Nouvelle-Zélande) et le professeur Gerald Dickens de la Rice University au Texas (États-Unis). Les deux hommes ont de plus écrit un article de vulgarisation à ce sujet dans The Conversation et on peut les voir donner des explications dans la vidéo, ci-dessous, extraite d'un documentaire complet sur l'expédition 371 plus bas.
Ces nouvelles études révéleraient en fait un processus tectonique inédit avec la formation de la ceinture de feu (YH : comme quoi la principale théorie sur la tectonique des plaques n'est pas figée non plus et pourrait être incomplète, sans parler de l'autre théorie connue, celle de la tectonique hydraulique des plaques...).
En effet, pour résumer, les continents sont formés de roches moins denses que le basalte des plaques océaniques et c'est pour cette raison que l'on dit souvent que les continents sont insubmersibles (YH : ce qui ne serait donc pas si exact). Ils flottent sur les roches du manteau, peuvent être déchirés puis recollés par les mouvements des plaques tectoniques, voire s'enfoncer un peu dans ce manteau sous l'effet d'une couverture glaciaire importante, un inlandsis, mais jamais vraiment couler ou disparaître (à priori). C'est pour cette raison que l'on peut trouver sur les continents des roches datant de plusieurs milliards d'années (qui sont tout de même assez rares).
D'après ces chercheurs donc, ce serait l'occurrence de processus tectoniques jusqu'ici inconnus, et qui ont accompagné la formation de la ceinture de feu, lors de sa naissance toujours mal comprise il y a 50 millions d'années environ, qui aurait fortement contribué à l'enfoncement de Zealandia sous la surface de l'océan Pacifique. Ces processus se seraient ajoutés aux forces qui auraient étiré donc aminci la croûte continentale de Zealandia lorsque la dérive des continents a commencé à l'arracher à l'ancien supercontinent du Gondwana (qui comprenait l'Australie et l'Antarctique) il y a environ 85 millions d'années. Julien Collot dans son interview avait expliqué à cet égard que « la croûte continentale de Zealandia est plus fine que dans le cas des autres continents. En l'occurrence, son épaisseur est généralement comprise entre 10 et 25 kilomètres, ce qui fait que la majeure partie de ce continent se trouve entre 1.000 et 3.000 mètres sous la surface du Pacifique. C'est parce qu'il flotte sur les roches du manteau plus dense que cette plus faible épaisseur l'a conduit à s'enfoncer par rapport aux autres continents ». (YH : ce processus pourrait donc ne pas être unique)
Les professeurs Rupert Sutherland et Gerald Dickens précisent ce qu'eux et leurs collègues ont en tête sur ce qui se serait produit il y a 50 millions d'années dans la déclaration suivante extraite de l'article de The Conversation : « Nous proposons qu'un événement de "rupture de subduction" se soit propagé dans l'ensemble du Pacifique occidental à cette époque. Nous suggérons que le processus était similaire à un énorme tremblement de terre ultra lent qui a ressuscité d'anciennes failles de subduction qui étaient restées en sommeil pendant plusieurs millions d'années. Ce concept de "résurrection de subduction" est une idée nouvelle et peut aider à expliquer une gamme d'observations géologiques différentes. » (YH : car il existe plusieurs autres "anomalies tectoniques" dans le monde).
Les chercheurs sont arrivés à émettre cette hypothèse à partir des analyses des carottes prélevées sur six lieux de forages profonds. Il y avait parfois plus de 900 mètres d'épaisseur de sédiments accumulés depuis 50 millions d'années à traverser avant d'atteindre le continent proprement dit.
Voici la publication officielle de 2020 : 
Zealandia (1.4 Mo)
Julien Collot : " Nous pensons que Zealandia est passé sous l'eau à la fin du rifting, il y a environ 80 millions d'années mais peut-être pas dans sa totalité et peut-être que d'autres événements plus tardifs l'ont réémergé puis resubmergé. La Grande Terre, qui est l'île principale de la Nouvelle-Calédonie, est largement le produit d'une obduction d'une plaque océanique sur la croûte continentale de Zealandia, il y a de 40 à 30 millions d'années environ. Ceci a conduit localement à un épaississement de la croûte ce qui a engendré l'émersion de la Nouvelle-Calédonie. Quant à la Nouvelle-Zélande, elle est le produit d'une collision similaire à celle en cours entre la plaque océanique du Pacifique et celle, continentale, de l'Amérique du Sud. Il y a donc subduction d'une portion de croûte océanique sous une croûte continentale, ce qui donne naissance à des montagnes par plissement et volcanisme. C'est d'ailleurs de cette façon que les Andes ont pris naissance."
Pour finir avec Zealandia, rappelons les critères qui l'ont fait retenir comme nouveau continent (des scientifiques réclament que ce nouveau continent apparaisse sur les cartes du monde) :
1. Élévation
Les continents et leurs plateaux continentaux sont toujours élevés au-dessus de la croûte océanique, tout comme Zealandia. Contrairement à d'autres continents, cependant, il a des plateaux continentaux beaucoup plus larges et plus profonds et est submergé à 94% sous le niveau actuel de la mer. Le point culminant de Zealandia est Aoraki – Mount Cook à 3724 m. (c'est aussi le cas du plateau des Açores, de plus la Nouvelle Zélande fait partie de la « ceinture de feu » du Pacifique et toutes ses montagnes sont soit volcaniques, soit dûes à la tectonique, comme le plateau des Açores).
2. Géologie
Les continents sont composés de nombreux types divers de roches, comme le granite, le calcaire, le quartzite et le schiste. Les données géologiques collectées au cours des 20 dernières années fournissent suffisamment de preuves que Zealandia possède la structure nécessaire pour se qualifier en tant que continent. (Le Plateau des Açores est moins connu et étudié, mais les études des différences de magma lors des éruptions et la détection de roches plutoniques (dont du granit, du calcaire, du quartzite) ne diffèrent guère, bien que du granit dans une croûte océanique soit possible, même si c'est rare).
3. Structure crustale
La croûte continentale varie en épaisseur avec une moyenne de 30 à 46 km, contrairement à la croûte océanique, qui a généralement une épaisseur de 7 km. Zealandia est le continent avec la croûte la plus fine allant de 10 à 30 km mais l'analyse montre qu'il est partout plus épais que 7 km. (C'est le cas du Plateau des Açores, avec une épaisseur maintenant estimée à 20-30km comme indiqué ci-dessous, de toute façon supérieur aux 7 km. Un bombement thermique d'une telle dimension serait exceptionnel).
4. Limites et superficie
Les six continents géologiques communément reconnus (Afrique, Eurasie, Amérique du Nord, Amérique du Sud, Antarctique et Australie) sont isolés spatialement par des caractéristiques géologiques. La croûte continentale de Zealandia est spatialement séparée de l'Australie par le Cato Trough - 3600 m de profondeur et recouvert par la croûte océanique. (Cela semble être aussi le cas d'au moins une partie du plateau des Açores, puisque qu'une micro-plaque (futur micro-continent donc) y est détectée maintenant, ainsi que des blocs tectoniques précédents (débris de la Pangée ?), mais sa superficie ne pourrait en faire un continent "normatif" bien sûr).
Voyons maintenant la situation du plateau des Açores et son environnement, voir la suite ci-dessous :
La composition et l'épaisseur de la croûte au niveau des plaques continentales et océaniques ne sont pas les mêmes. La croûte continentale a une épaisseur de 35 km en moyenne, mais elle peut atteindre 100 km sous certaines montagnes. Elle est constituée essentiellement de roches granitiques et métamorphiques avec des roches sédimentaires. La croûte océanique est épaisse de 7 km en moyenne et elle est composée de basaltes et de gabbros. Une plaque océanique est plus dense qu'une plaque continentale si bien que du fait des mouvements de la tectonique des plaques, elle peut s'enfoncer par subduction dans le manteau sur lequel elle flotte. Par exemple, à l'occasion d'une collision avec un continent comme on peut le voir au niveau de la cordillère des Andes. Une partie de cette plaque peut aussi glisser au-dessus d'un continent, ce qui conduit à la formation de complexes ophiolitiques comme ceux d'Oman et de la Nouvelle-Calédonie. Les continents sont trop légers et trop épais pour plonger dans le manteau et y disparaitre de sorte qu'ils gardent la mémoire de l'histoire de la Terre jusqu'à un certain point, avec des roches dont l'âge peut atteindre au moins 4 milliards d'années alors que celles des plaques océaniques ne sont âgées que de 200 millions d'années tout au plus (mais des cas comme Zealandia font que, sans plonger dans le manteau, un continent peut s'amincir et donc être englouti par un océan).
Par contre, lorsqu'un supercontinent se fragmente avec la création d'un rift océanique, comme ce fut le cas notamment avec l'ouverture de l'océan Atlantique, une petite partie de la croûte continentale en bordure s'affine sur parfois quelques centaines de kilomètres comme le ferait un métal chaud étiré. Elle finit par passer alors sous le niveau de l'océan lorsque son épaisseur est sous les 30 km en devenant ce que l'on appelle un plateau continental que recouvrent des sédiments. C'est la situation que nous pourrions avoir aux Açores et en d'autres endroits de l'Atlantique, selon des études récentes...
Pour commencer, voici un document de 2011, issu d'un examen universitaire français de l'époque, nous prouvant que la science n'avait aucune certitude concernant la nature de la croûte du plateau des Açores (mais aussi de nombreuses autres régions atlantiques, tant au large du Portugal et du détroit de Gibraltar, qu'une région de la dorsale et ailleurs dans l'Atlantique (de probables masses continentales et plateaux continentaux "égarés" lors de la séparation tectonique de l'Atlantique), avec mention de "croûte océanique anormale" :
http://www.pedagogie.ac-aix-marseille.fr/upload/docs/application/pdf/2011-09/sujet_cf_gre_limoges_lyo_mont_ot_2011.pdf Notons qu'il y est fait aussi mention des éruptions historiques et l'apparition et disparition d'îles ou ilots dans les temps historiques, mais évidemment aussi avant, non enregistrées.
Ce qui nous intéresse ici est bien sûr d'abord la nature du plateau des Açores, au-dessus duquel sont apparues les îles volcaniques des Açores, îles qui sont toutes assez récentes au niveau des temps géologiques.
Voici la carte du plateau des Açores établie par Vogt et Jung en 2004, mentionnant la dorsale, le rift de Terceira et la grande faille est-Açores. On note qu'aucune île des Açores ne repose directement sur la dorsale, que deux des îles sont situées à l'ouest de la dorsale et toutes les autres à l'est, dont trois directement sur le rift. Carte du Plateau des Açores et des principales structures tectoniques, d'après Vogt & Jung (2004). L'isobathe 2000 m est indiquée.
Cette carte publiée en 2015, sur des données entre 1997 et 2010, nous montre la position du plateau, situé entre trois plaques tectoniques (NA : Nord-Amérique, EU : Eurasie et NU : Africaine) et la mention d'une possible micro-plaque des Açores (en pointillé). Notons qu'ici, les limites des plaques sont inconnues et diffuses : Sketch of the general framework of the Azores Triple Junction. Black-rimmed red star marks the 1998 Faial earthquake. MAR and TR are the Mid-Atlantic and Terceira rifts, respectively. GF is the dextral strike-slip Gloria Fault. Full black arrows represent the velocity vectors of Eurasia (Eu) and Nubia (Nu) relative to North America (NA). Full white arrow represents the velocity vector of Eu relative to Nu. Dotted black line marks the northern shoulder of the TR, which represents the northern Nu/Eu plate boundary for both the diffuse boundary and the microplate scenarios. Black dashed and black long-dashed lines mark the southern boundaries of the hypothetical Azores microplate and the diffuse Nu/Eu plate boundary, respectively. White dash-dotted lines represent small circles around the MORVEL Nu/Eu pole (DeMets et al., 2010), which represent the transform direction related to the Nu/Eu boundary. From W to E, the Azores Islands are Flores (Flo), Corvo (Cor), Faial (Fai), Pico (Pic), S. Jorge (SJo), Graciosa (Gra), Terceira (Ter), S. Miguel (SMi), and Santa Maria (SMa). Background image built with data retrieved from (Smith and Sandwell, 1997). : Traduction : Esquisse du cadre général de la triple jonction des Açores. L'étoile rouge cerclée de noir marque le tremblement de terre de Faial en 1998. MAR et TR sont respectivement les fractures Mid-Atlantic et Terceira. GF est la faille de Gloria à glissement droit. Les flèches noires complètes représentent les vecteurs de vitesse de l'Eurasie (Eu) et de la Nubie (Nu) par rapport à l'Amérique du Nord (NA). La flèche blanche complète représente le vecteur vitesse de Eu par rapport à Nu. La ligne noire en pointillé marque l'épaule nord du TR, qui représente la limite nord de la plaque Nu / Eu pour les scénarios de la limite diffuse et de la microplaque. Des lignes pointillées noires et des lignes pointillées longues noires marquent respectivement les limites sud de la microplaque hypothétique des Açores et la limite diffuse de la plaque Nu / Eu. Les lignes pointillées blanches représentent de petits cercles autour du pôle MORVEL Nu / Eu (DeMets et al., 2010), qui représentent la direction de transformation liée à la frontière Nu / Eu. De l'ouest à l'est, les îles des Açores sont Flores (Flo), Corvo (Cor), Faial (Fai), Pico (Pic), S. Jorge (SJo), Graciosa (Gra), Terceira (Ter), S. Miguel ( SMi) et Santa Maria (SMa). Image d'arrière-plan construite avec des données extraites de (Smith et Sandwell, 1997). Cette étude a été faite suite au séisme de Faial de 1998.
Surface 3D avec cadre tectonique principal interprété (vu de WNW). TR est le Terceira Rift. Fai, Pic, SJo, Gra et Ter correspondent respectivement aux îles de Faial, Pico, S. Jorge, Graciosa et Terceira. Surface 3D construite à l'aide des données topographiques disponibles sur ~ jluis / misc / ac_plateau1km.grd (Lourenço et al., 1998). Il s'agit ici de ce qui est appelé la partie centrale des Açores.
On peut déjà rappeler que, à l'origine, l'Atlantique n'existait pas et que l'ouverture de l'Océan Atlantique est le résultat de la fragmentation du supercontinent de la Pangée, et de la migration des continents africain, sud-américain, eurasien et nord-américain au cours du Méso-Cénozoique. Les premiers épisodes de rifting de l'Océan Atlantique central démarrent au niveau des marges ouest-africaines et nord-américaines au Trias Moyen et perdurent jusqu'à l'océanisation au Jurassique Inférieur. Les premières phases d'accrétions de planchers océaniques sont débattues entre le Sinérmurien et le Toarcien. Dans la stratigraphie générale décrites sur les marges conjuguées nord-américaines et ouest-africaines, les évaporites et les séries « rouges » sédimentaires détritiques continentales triasiques sont recouvertes par des formations épaisses de carbonates jurassiques. L'ouverture de l'Atlantique est associée également à la mise en place d'une province volcanique affectant l'ensemble de la région : les basaltes de la province magmatique centre-Atlantique (CAMP basalts dans la littérature anglophone) datés précisément à 200 ±3 Millions d'années (Hettangien). Enfin, l'ouverture de l'Atlantique Nord a lieu à l'Éocène, il y a environ 50 à 60 millions d'années. La vitesse d'expansion actuelle de l'Atlantique est d'environ deux centimètres par an, alors que celle du Pacifique est de 8 cm par an.
" Les études de la sismicité des Açores montrent généralement des chocs avec soit une faille normale, soit un décrochement latéral droit le long de la direction ESE, compatibles avec un mouvement relatif vers l'est de la plaque eurasienne (UE) par rapport à la plaque africaine (AF). Cependant, le tremblement de terre du 1er janvier 1980 a été interprété comme un choc de décrochement latéral gauche le long de la direction N150E. Ce schéma est difficile à expliquer en termes de mouvement relatif entre les plaques UE, AF et Amérique du Nord (NA): tous les modèles disponibles pour le mouvement actuel de cette triple jonction ne parviennent pas à expliquer la variabilité régionale des conditions de stress de la zone. Nous présentons ici les données d'un déploiement d'une matrice de sismographe de fond océanique d'une durée de 34 jours. Nous montrons que la sismicité est répartie le long d'une bande alignée avec la chaîne d'îles elle-même, et se concentre le long de plusieurs failles avec une direction approximative N150E, coupant le plateau des Açores dans toute la zone couverte par le réseau OBS. La combinaison de ces nouveaux résultats avec d'autres données géophysiques permet de conclure que le cadre tectonique du plateau des Açores est caractérisé par l'existence de deux ensembles de failles, dans les directions N120E et N150E, définissant plusieurs blocs crustaux, dont le mouvement relatif accueille l'interaction des trois mégaplaques. La déformation de ces blocs tectoniques est probablement due au cisaillement entre les plaques EU et AF. Ce modèle explique bien la variabilité spatiale des conditions de contraintes dans le domaine des Açores, la combinaison des mécanismes de glissement dextre et sinistral et la sismotectonique observée aux Açores. coupant le plateau des Açores dans toute la zone couverte par le réseau OBS. "
Cette étude sur la sismicité de 1998 indique l'existence de plusieurs blocs de croutes, séparés par des failles (le rift TR n'était pas encore très défini, ni les autres failles découvertes depuis) et interagissant différemment selon les 3 plaques qui se rejoignent ici : https://link.springer.com/article/10.1023/A:1004622825210
" L'archipel des Açores occupe une branche latérale de la dorsale médio-atlantique près de la triple jonction de trois grandes plaques tectoniques, les plaques nord-américaine, eurasienne et africaine. Le cadre tectonique est encore plus complexe en raison de l'existence du hotspot des Açores et de l'interaction hotspot – crête. Cependant, l'origine du hotspot en profondeur sous forme de panache et son étendue latérale sont des sujets controversés. Les modèles tomographiques à haute résolution, grâce à la cartographie des anomalies de faible vitesse et d'anisotropie, peuvent fournir un indice important pour évaluer la profondeur et l'étendue latérale des panaches lorsqu'ils existent. Par conséquent, nous présentons une revue de la structure sismique profonde des Açores telle que déduite d'études récentes mondiales et régionales. La cartographie des anomalies de vitesse négative de l'onde S dans divers modèles révèle une anomalie négative sous les Açores confinée dans les 250 à 300 km supérieurs. Compte tenu de l'évolution temporelle d'un panache, cette anomalie de faible vitesse pourrait être la signature d'un panache mourant actuel, qui a créé le plateau des Açores il y a 20 Millions d'années. Cependant, les investigations tomographiques ont atteint la limite de résolution fournie par la couverture sismique mondiale et régionale disponible aujourd'hui. Seul un déploiement à long terme (plusieurs années) de plusieurs stations sismiques à large bande dans l'archipel et sur le fond marin environnant fournira la résolution accrue pour mieux caractériser la géométrie du panache ". Cette étude de 2006 avançant l'existence d'un panache en fin d'activité (éventuellement situé au niveau de l'île de Faial selon certains auteurs), ayant créé le plateau des Açores, pourrait être remise en cause par l'hypothèse et étude plus récente d'une micro-plaque tectonique (et donc pouvant subducter à des profondeurs de 250 à 300 km et créer cette anomalie de vitesse négative) au niveau du rift TR.
https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S0377027306001296?via%3Dihub
Cette thèse française de 2014, basée sur les nouvelles données, apporte certains éclaircissements, tout en posant de nouvelles interrogations :
THÈSE DE DOCTORAT 2014 par Aurore L.R. SIBRANT (Extraits)
" La théorie de la tectonique des plaques constitue une avancée majeure du siècle dernier pour l’étude de la Terre et de sa compréhension. Elle est basée sur l’hypothèse que la lithosphère est découpée en plaques rigides interconnectées, qui interagissent entre elles. Lorsque que trois plaques se rencontrent, leur point de rencontre est appelé point triple ou jonction triple (en anglais Triple Junction, TJ) (McKenzie and Morgan, 1969 ; McKenzie and Parker, 1967). La nature de la TJ dépend de la cinématique entre les différentes plaques. Sur les 16 configurations discutées par McKenzie and Morgan (1969), les TJ formées par 3 rides (R-R-R) sont considérées comme les plus stables dans l’espace et dans le temps. Cependant de nombreuses TJ de type R-R-R montrent une histoire géologique plus complexe que prédite (e.g. Bird et al., 1999 ; Ligi et al., 1999 ; Mitchell, 1991 ; Viso et al., 2005). L’archipel des Açores est situé proche d’une TJ (Figure 1), où la limite de plaque entre l’Eurasie et la Nubie a changé de configuration mais aussi de position, passant d’une faille transformante (EAFZ) à un rift ultra-lent actif, le Rift de Terceira (TR). Cette frontière de plaque a été récemment considérée comme diffuse proche de la TJ (Marques et al., 2013, 2014). L’archipel des Açores montre également un excès significatif de volcanisme ainsi qu’un plateau anormalement épais – épaisseur crustale deux fois supérieur à la normale - qui ne peut être expliqué par la géométrie de la TJ (Georgen and Sankar, 2010). La migration de la frontière de plaque ainsi que le volcanisme semblent indiquer la présence d’un panache mantellique fixe sous les Açores (Vogt, 1976 ; Schilling, 1985 ; Gente et al., 2003). Cependant le nombre de migrations successives de la frontière de plaque et leur séquence temporelle restent inconnus. Lors de cette thèse, nous étudions comment la frontière de plaque Eu/Nu à évoluer dans l’espace et dans le temps. Nous utilisons le volcanisme des îles de Graciosa, S. Miguel et Santa Maria comme marqueur de la déformation régionale. A partir d’une étude géomorphologique, stratigraphique, géochronologique, structurale et tectonique ainsi que l’étude de la bathymétrie et des données géophysiques existantes, nous reconstruisons les étapes de construction et de destruction des îles, puis discutons de leur signification géodynamique concernant l’évolution de la limite de plaque et de son architecture. Ensuite via une approche analogique de dynamique des fluides, nous examinons les relations possibles entre un panache mantellique, la migration de la frontière de plaque et le développement du volcanisme sur différentes échelles de temps et d’espace. "
" De nombreux auteurs ont tenté de fournir un modèle géodynamique visant à résoudre l’instabilité de la frontière Eu/Nu. La première caractérisation de la TJ des Açores en un type RRR avec une cinématique d’extension oblique (avec création de croute océanique) le long de la frontière Eu/Nu a été proposé par Krause and Watkins, (1970) et McKenzie (1972) à partir des données magnétiques et de sondeur marin. Cette hypothèse a été soutenue par Buforn et al. (1988) qui a proposé un modèle dans lequel la branche Est de la TJ serait un rift présentant un régime d’extension purement normal. (...) Le modèle de la microplaque des Açores (Forjaz, 1988) suggère l’existence d’un bloc triangulaire limité par la MAR, la EAFZ et un regroupement de failles passant par l’ensemble des îles situées à l’est de la MAR à l’exception de Santa Maria (Figure 2). La frontière serait une faille transformante dextre qui impliquerait un régime transpressif au niveau de la faille de Gloria (GF). Plus tard, Madeira et Ribeiro (1990) présentent le modèle « leaky Oblique » qui postule que la frontière Nubie/Eurasie une zone de failles obliques orientée ONO-ESE (Figure 2). L’accrétion de la MAR induirait une trans-tension dans la structure oblique (Leaky transform). Ce mouvement serait transféré à la GF comme un régime décrochant dextre pur (vers la droite). L’ensemble de ces modèles ont fourni une première évaluation de la nature de la limite de plaque Eu/Nu. Cependant, les nouvelles données et observation ont remis en cause ces modèles : (1) l’existence de failles N150 avec des mécanismes au foyer montrant une composante décrochante senestre (vers la gauche) (Hirn et al., 1980); (2) la distribution de la sismicité détectée par le réseau sismique régional (Nune et al., 1992) et une OBS passive (Miranda et al., 1998), où la distribution de l’épicentre suit l’élongation des îles et donc en faveur d’une limite de plaque diffuse et enfin ; (3) les données aéro-magnétiques détaillées (Miranda et al., 1991 ; Luis et al., 1994) qui montrent des anomalies magnétiques associées à de l’accrétion le long du TR corrélé avec les points hauts topographiques représentés par les îles et les hauts reliefs volcaniques voisins."
" Afin d’intégrer toutes ces observations, plusieurs études, basées sur des données bathymétriques (Lourenço et al., 1998), gravimétriques (Luis et al., 1998) et sismiques (Miranda et al., 1998) ont proposé un nouveau modèle appelé le modèle des « Azores blocks ». Ces auteurs affirment qu’actuellement le domaine des Açores est une étroite zone diffuse composé de plusieurs blocs tectoniques limitées par deux systèmes de failles orientés N120 et N150, respectivement. Cette zone serait également le siège d’une expansion oblique ultra-lente, couplée à une zone de transfert accommodant le mouvement de cisaillement différentiel entre les plaques eurasienne et nubienne à partir de la MAR jusqu’au début de la GF. (...) Leur travail a révélé que l’évolution récente de la segmentation de la dorsale Atlantique comprenait plusieurs migrations vers le nord de la jonction triple d’un emplacement passé, près de 37°N jusqu’à son emplacement actuel à la jonction entre l’alignement des îles de Pico-Faial avec la MAR. Cette migration aurait généré un vaste domaine (~200km), où la topographie perturbée (Lourenco et al., 1998) a été interprétée comme un morceau de croute Eurasienne progressivement rattaché à la plaque Nubienne. Cette zone diffuse a ensuite été confirmée par Marques et al. (2013, 2014) à partir de données GPS. Récemment, Vogt and Jung (2004) ont suggéré que le TR est la frontière de plaque extensive la plus lente dans le monde (4mm/yr). Selon ces auteurs, le mélange de mécanismes de failles normales et de déformation plus complexe offre au TR des caractéristiques similaires et typique à celle d’autres dorsales ultra-lentes (actives ou éteintes). Vogt et Jung (2004) proposent également que le plateau des Açores aurait été formé par des sauts successif vers le NE de l’axe de la propagation oblique, dont le TR représente l’étape la plus récente. L’absence d’anomalie magnétique le long de l’axe du TR comme indiqué par Luis et al. (1998) pourrait s’expliquer par la relative jeunesse du TR et son taux d’extension ultra-lent. Selon les différents auteurs, le rifting le long du TR se serait initié il y a 45 Millions d'années (Krause and Watkins, 1970), 36 Myr (Searle, 1980), durant les dernier 25 Myr (Luis and Miranda, 2008) il y a moins de 5 Myr (Luis et al., 1998) et enfin durant le dernier 1 Myr (Vogt et Jung, 2004). Ces derniers postulent que la TJ des Açores serait actuellement située dans le prolongement du TR. En fait, ils considèrent qu’une seconde TJ active (point de jonction) pourrait être située à la latitude de Faial, tel que proposé par Luis et al. (1994)."
" La région des Açores est caractérisée par une anomalie bathymétrique positive couramment appelée le plateau des Açores. Sa formation aurait peut être commencé il y a 36 Myr (Cannat et al., 1999). L’anomalie de profondeur s’étend à peu prés entre les zones de fracture de l’Atlantis et Kourchatov le long de la MAR (e.g. Schilling, 1991 ; Detrick et al., 1995 ; Ito et Lin, 1995 ; Cannat et al., 1999) et le long du TR (e.g. Vogt et Jung, 2004). Plusieurs estimations de l’épaisseur de la croute sont disponibles pour le plateau des Açores et toutes sont systématiquement supérieures à la moyenne. Une modélisation de la réponse de la plaque élastique donne une épaisseur de 9-12km (Luis et al., 1998). Plus récemment, à partir de fonction récepteurs P et S, Silveira et al. (2010) ont proposé une épaisseur crustale supérieure à 20-30 km sous les îles. Ces anomalies géophysiques mais aussi la signature géochimique des produits volcaniques ont conduit plusieurs auteurs à proposer que la formation du plateau et des îles résulte de l’existence d’un panache mantellique. Des campagnes d’échantillonnage relativement dense ont révélé des anomalies géochimiques le long de l’axe de la MAR (e.g. Dosso et al., 2003 ; Yu et al., 1997 ; Goslin et al., 1999). L’anomalie bathymétrique associée pourrait refléter une augmentation de fusion partielle ponctuelle le long de l’axe de la MAR (Cannat et al., 1999 ; Escartin et al., 2001). Cependant, les îles des Açores sont jeunes (<1Ma) et les données géochronologiques disponibles ne supportent pas une progression d’âge clair (Beier et al., 2008), comme classiquement observé pour d’autres chaines intraplaque en contexte de point chaud. De plus, bien que des études de tomographie sismique révèlent généralement une anomalie mantellique peu profonde dans la région des Açores, la connexion en profondeur n’est pas claire (Zhang et Tanimoto, 1992; Courtillot et al., 2003; Montelli et al., 2004; Silveira et al., 2006). Une explication alternative à un panache thermique invoque une hétérogénéité de composition, due à un manteau enrichi en volatiles (e.g. Bonatti, 1990 ; Asimow et al., 2004 ; Métrich et al., 2014). L’analyse des péridotites de la MAR suggère une zone étendue appauvrie (en volatile et H2O), et ce sans une anomalie de température mantellique (Bonatti, 1990). Ainsi, la croute épaissie pourrait résulter d’une source enrichie sans pour autant induire un panache mantellique. Les échantillons le long du TR révèlent également des processus de fusion assez complexe le long du TR influencé par le contexte géologique de la frontière de plaque, à savoir le taux d’extension très lent, une obliquité variable, ainsi que la présence probable de structures lithosphériques préexistantes (donc débris continentaux - Pangée - talus continentaux). "
" (...) Ainsi, la calibration temporelle de la migration est d’une importance capitale afin d’aborder les relations existantes entre les îles, le plateau, la structure de la lithosphère et une possible interaction avec un panache mantellique. Avant d’examiner l’évolution probable de la frontière de plaque dans le passé nous avons besoin de caractériser l’actuelle frontière et sa relation avec le TR. Pour cela, nous devons vérifier que le développent des îles dépend bien de la tectonique régionale puis sélectionner les îles clés et pertinentes dans la résolution des questions posées ci-dessus. Ainsi, nous avons étudié une île comprise à la fois dans le TR et dans la zone diffuse de la frontière de plaque : Graciosa. Nous nous sommes notamment interrogés sur la relation existante entre l’évolution de l’île (construction et destruction) et la tectonique régionale. En d’autre termes, les phases volcaniques et destructrices sont elles lié au stade classique de développent d’une île océanique ou sont telles liées à la déformation régionale, incluant la séismicité active, l’extension du rift ainsi que le développement de structure tectonique ? Une étude préliminaire des données bathymétriques et gravimétriques basse résolution (1km) disponible nous ont tout d’abord permis de montrer que Graciosa est bordée dans ses parties ONO et ESE par deux bassins profonds. Le basin ouest montre notamment un fond irrégulier ressemblant à une morphologie en hummocks. Nous notons également la présence d’une plateforme au SO de l’ile, délimitée dans sa bordure NE par une structure concave. Ainsi, malgré la faible résolution de ces données, il semblerait que Graciosa a été l’objet de plusieurs épisodes de destruction catastrophique. Sur le terrain, nous avons pu dénombrer 6 systèmes volcaniques différents : Serra das Fontes, Baia do Filipe, Serra Branca, Basaltic Cover, le volcan elliptique du SE et enfin les cônes récents stromboliens. Nous avons également constaté que le contact stratigraphique entre plusieurs systèmes volcaniques est discordant, chacun séparé par une cicatrice matérialisant soit une faille normale ou une cicatrice d’effondrement sectoriel. L’ensemble des datations K-Ar ont permis de confirmer les contacts anormaux, de fournir des contraintes temporelles sur la période de construction de chaque système, et de contraindre l’âge des principaux épisodes de destruction (Figure 3). Lors de cette étude nous avons identifié pas moins de 4 glissements de flanc catastrophique pouvant avoir été déclenchés par des tremblements de terre. Nous proposons ainsi un nouveau modèle d’évolution de l’île de Graciosa comprenant des phases successives de construction volcanique et de destruction via des glissements de flanc majeurs (Figure 3). Malgré la position centrale de l’île dans le TR, les phases de destructions ne semblent pas être liées au développement graduel et lent de failles normales, mais plutôt a plusieurs événements d’effondrement de flanc catastrophique. Cependant, nous ne pouvons exclure que ces déstabilisations successives puissent avoir été facilitées et/ou initiées par des tremblements de terre liés à la tectonique régionale entre les plaques Eurasie et Nubie." D'après le schéma 3, des effondrements de flanc se sont produits entre 700 000 et 472 000 ans BP, vers 214 000 ans BP, entre 56 000 ans et 11 000 ans BP.
Coupe de la Dorsale entre Equateur et Sibérie-1990, montrant les anomalies Açores et Islande - Profil bathymétrique longitudinal de l'axe de la dorsale médio-atlantique entre l'équateur et la marge continentale de la Sibérie. Les variations topographiques les plus importantes (Islande, Açores) traduisent des anomalies dans le manteau (d'après P.R. Vogt et al., 1990).
" L’île de S. Miguel possède une forme allongée, dont l’élongation semble traverser obliquement le TR. En effet, la partie est semble située sur le mur du rift, alors que la partie ouest semble se situer au centre du rift. Nous tirons partie de cette position clé afin d’étudier dans un premier temps l’évolution de l’île puis dans une second temps, les informations données par l’étude des dykes et failles mesurés sur l’île. La stratégie afin d’étudier S. Miguel est similaire à celle appliquée sur Graciosa : (1) identifier les principales unités volcaniques en utilisant un DEM à haute résolution spatiale (10m) ; (2) déterminer la zone de contact entre les différents édifices et les structures potentielles de destruction (grabens, cicatrices d’effondrement, figures d’érosion); (3) observer le contact sur le terrain et échantillonner les édifices afin de les contraindre temporellement; (4) identifier la nature des structures gravitaires; (5) dater les principaux échantillons (technique K/Ar) afin de reconstruire de manière quantitative les principaux stades d’évolution de l’île. Nous avons également eu accès à des données bathymétriques et des profils sismiques acquises au large du Sud-Est de l’île, dans une zone ou nous suspectons un glissement de flanc majeur, afin d’investiguer la présence ou non de dépôt d’avalanche de dépôts en mer. Puis nous avons utilisé les données aéromagnétiques existantes pour S. Miguel afin d’examiner la signature magnétique des complexes et roches et voir leurs relations potentielles avec plusieurs glissement de flanc suspectés. Morphologiquement, l’île de S. Miguel est relativement régulière et symétrique à l’exception de la partie Est qui montre une morphologie symétrique, chaotique, et profondément incisée par des canyons. La partie Est montre également un escarpement en forme de fer à cheval orienté vers le Sud séparant le flanc régulier au nord, de deux dépressions sub-circulaire au sud (Figure IV.8 p112). C’est sur cette extrémité Est que l’essentiellement de notre travail s’est concentré puisqu’elle constitue une zone atypique et qui est située, qui plus est, dans le mur nord du TR. La morphologie globale des édifices, le pendage des laves, la nature des roches de part en d’autre de plusieurs canyons, et nos nouvelles datations K/Ar sur phases séparées indiquent que la partie est de S. Miguel est constituée de structures volcaniques emboitées. Le complexe ancien de Nordeste a été affecté par un glissement de flanc majeur vers le Sud, dont les dépôts d’avalanche de débris sont visibles sur les profils de sismique réflexion. Les datations obtenues sur le complexe de Nordeste s’échelonnent entre 880 et 750 ka. Elles sont totalement compatibles avec les âges 40Ar/39Ar obtenus antérieurement (Johnson et al., 1998), et indiquent qu’une partie significative de l’île s’est formée pendant la période d’inversion (des pôles magnétiques) de Brunhes-Matuyama datée à environ 789 000 ans (Quidelleur et al., 2003). Ainsi Nordeste montre des anomalies essentiellement négative alors que les autres édifices volcaniques montrent une anomalie positive. Sur la carte des anomalies aéromagnetique de S. Miguel, la transition entre les zones à polarité positive et négatives correspond à la cicatrice de glissement affectant Nordeste. De ce fait, l’utilisation de ces anomalies permet de localiser en partie des glissements de terrain. Deux autres effondrements sont ainsi suspecté sur le flanc NE de Sete Cidades et sur le flanc sud de Fogo. Le premier correspond à une anomalie topographie et de lave cascadant cohérente avec un glissement de flanc. Le second correspond à une zone déprimée visible le long d’une coupe topographique E-W constitué de dépôt d’ignimbrite et de ponce alors que le flanc Nord de Fogo est constitué essentiellement de lave. Ceci associé aux différences d’âge des unités (85 000 ans et 270 000 ans, au sud et au nord, respectivement) nous indique que les volcans de Sete Cidades et Fogo ont également fait l’objet d’une destruction partielle. Les glissements de flancs suspectés à partir des données à terre et géochronologique sont donc confirmés grâce aux données magnétiques. L’évolution complète de l’île, étape par étape est montrée Figure 4." D'après le schéma 4, des effondrements de flanc se sont produits entre 750 000 ans et 507 000 ans, entre 270 000 ans et 85 000 ans, il y a 60 000 ans et il y a environ 23 000 ans.
" Enfin, la nature des édifices suivant leur ordre de construction indique une différenciation croissante et généralisée des magmas. Nordeste est principalement composé de basaltes, tout comme les laves remplissant la dépression générée par l’effondrement du flanc Sud de Nordeste. En revanche, les autres édifices centraux présente une dynamique éruptive explosive avec émission de lave trachy-andésitique, ignimbrites et ponces. (...) A partir d’observations de terrain incluant la mesure de miroirs de failles avec stries, les variations de la nature des roches de part et d’autre des plans de failles, et l’expression topographique sur le DEM, nous reconnaissons de nouvelles structures tectoniques : un graben affectant le volcanisme du remplissage de la loupe de glissement de Nordeste (Figure 5) et un demi-graben affectant le complexe de Nordeste lui-même. Le premier montre une orientation N150 alors que le second est orienté N110. Ces deux directions sont les deux orientations principales volcano-tectoniques reconnues sur l’ensemble de l’île à partir d’environ 350 mesures de failles et de dykes. Près de 90% de ces mesures ont été effectuées dans la partie est de l’île. Une nouvelle direction orientée N50 à également été mesurée et identifié pour la première fois sur l’île de S. Miguel. Cette direction associée à l’élongation ~N75 de la moitié est de l’île est cohérente avec les mouvements d’accommodation existant entre les plaques Eurasie et Nubie. En effet, cette orientation a été identifiée par DeMets et al. (2010) à partir de son modèle globale de cinématique des plaques. Il interprète notamment ces structures comme des failles transformantes héritées de la tectonique régionale. Ces structures similaires liées au tremblement de terre de 1998 ont également été identifiées au large de Faial (Marques et al., 2014). A partir de la géométrie du TR déduite de la bathymétrie basse résolution, des critères structuraux (faille normale avec une pendage d’environ 60°), la rhéologie en profondeur (limite de la partie cassante déterminée à partir des tremblements de terre profonds) et de la cinématique des plaques, nous estimons que le TR s’est initié entre 1 et 1.7 Ma, et qu’il n’y a probablement pas suffisamment d’épanchement volcanique le long du TR afin de détecter la création d’une nouvelle croute océanique actuellement. Lors de ce chapitre nous avons donc vu que le mouvement extensif du TR était accommodé principalement pour les failles bordières du rift, qu’il ne produisait pas suffisamment de croute océanique pour trancher avec certitude cette question. Il semblerait également que le TR se soit initié entre 1 et 1.7 Ma. Dans ce cas, où se localisait la frontière Eu/Nu avant l’existence du TR actuel ? Pour tenter de répondre à cette question, nous nous sommes intéressés à l’île la plus ancienne des Açores et sa signification : l’île de Santa Maria."
" Santa Maria est une île particulièrement intéressante car elle se situe près de la jonction entre la EAFZ et le TR, soit entre l’ancienne et l’actuelle frontière de plaque Eu/Nu. Santa Maria a été daté entre 9 et 4.5 Ma (Abdel-Monem et al., 1975), ce qui fait d’elle l’île avec la durée de vie la plus longue des Açores, mais aussi la plus ancienne. Ainsi, Santa Maria a non seulement pu enregistrer une partie de la déformation régionales durant près de 4 Ma, mais a aussi enregistrer des informations qu’aucune autre île de l’archipel ne peut fournir. Tout comme l’étude de Graciosa, l’évolution de Santa Maria a pu être reconstruite grâce au couplage des données morphologiques, stratigraphiques, tectoniques et géochronologiques (nouvelles datations K-Ar par la technique Cassignol-Gillot). Deux principaux édifices volcaniques ont été reconnus. Ils sont séparés par un complexe volcanosédimentaire. Pour plus de facilité, nous appelons ces unités le vieux volcan bouclier, le complexe volcano-sédimentaire intermédiaire et le jeune volcan bouclier. Nos résultats montrent que Santa Maria a été active entre 5.7 et 2.8 Ma, ce qui tranche significativement avec les études et déterminations antérieures. Le complexe ancien est ici daté entre 5.7 et 5.33 Ma et le volcan récent entre 4.02 et 3.94 Ma. L’île a aussi connu une activité parasite tardive, avec des éruptions stromboliennes sporadiques entre 3.6 Ma et 2.8 Ma. A partir des pendages des coulées de lave, et le contact anormale entre ces deux volcans, nous proposons également que le vieux comme le jeune complexe ont été affectés par des glissements de flanc catastrophiques orientés vers l’Est (Figure 6)." D'après le schéma 6, des effondrements de flanc se sont produits entre 5,3 millions et 4,3 millions d'années et entre environ 3,6 millions et 2,8 millions d'années.
Synthèse géologique : implications pour la frontière de plaque Eu/Nu
" L’implication de la tectonique régionale dans la localisation, la forme et sur l’aspect des îles (suite aux destructions) semblent importante et donc, en d’autre termes, l’impact de la tectonique régionale sur le volcanisme est significatif. Notre prochaine question sera donc dans quelle mesure la tectonique régionale influence la construction des îles ? Pour y répondre nous avons séparé d’une part les îles actuellement actives pouvant nous fournir des informations sur la frontière de plaque durant le dernier Ma, et d’autre part le cas de Santa Maria. En comparant les stades de constructions et de destructions de chaque îles (Graciosa, S. Miguel - cette étude - Terceira, Faial, Pico et S. Jorge), il semblerait qu’elles évoluent selon un schéma similaire : leur évolution est en effet marquée par des phases courtes de construction volcanique robuste, séparés par des phases de destruction majeure (effondrements de flanc catastrophiques notamment). Plus précisément, plusieurs phases majeures de constructions et de destructions sont synchrones sur des îles parfois séparées par 300 km. Nous reconnaissons notamment des pulses synchrones il y environ ~700 ka, entre 400 et 350 ka, autour de 200 ka et 120 ka ainsi qu’une concentration de l’activité durant les 50 derniers milliers d'années. Dans un premier temps, les îles situées aux extrémités du TR sont actives, puis ce sont les îles intermédiaires qui semblent s’activer. Ces pulses synchrones de constructions montre également une cyclicité de plus en plus rapprochée vers les temps actuels. Nous proposons donc, qu’une partie que la déformation régionale influence certaines phases majeures du volcanisme des îles mais aussi que la diminution temporelle entre les différents pulses révèle un stade d’ouverture du rift avancé, où l’ensemble des îles montrent des éruptions relativement synchrones à l’échelle de la frontière diffuse actuelle. Plusieurs phases de destructions avec la formation de structures similaires semblent montrer également une certaine coïncidence temporelle. La formation des grabens sur Faial, Terceira et S. Miguel il y a environ 300 ka, les glissement de flanc sur S. Miguel et Graciosa entre 700 et 500 ka, mais aussi la formation d’effondrement caldérique sur S. Miguel et Graciosa. Ces résultats suggèrent que la distribution du volcanisme, les épisodes de remontée magmatique et les phases de destructions des îles ont été largement contrôlés par la tectonique régionale associée à l’évolution de la partie ouest de la frontière Eu/Nu durant le dernier 1 millions d'années. Un tel contrôle tectonique existait-il avant la formation du TR ? Et surtout où pouvait bien se situer la frontière de plaque avant 1 Ma ? "
São Miguel-Açores-faille-tectonique - https://planet-terre.ens-lyon.fr/image-de-la-semaine/Img368-2011-11-21.xml
" Là encore, la position et l’âge de Santa Maria est crucial. En effet, à partir des données bathymétrique et gravimétrique existantes, il semble que Santa Maria est bordée à l’ouest comme à l’est par des bassins profonds tout comme les îles situées dans le TR. Ces bassins montrent une anomalie gravimétrique négative et sont bordés à leur tour par une anomalie positive accompagnée par un rehaussement bathymétrique. Enfin de proche en proche, il semblerait qu’en partant de Santa Maria nous pouvons suivre une successions de points hauts (volcans sous-marins) et de point bas (bassins) se prolongeant jusqu’à l’île de S. Jorge. Cette morphologie est extrêmement semblable à la morphologie du TR. La forme de segmentation similaire mais décalée vers le sud est également observée. Marques et al. (2013, 2014) ont également montré que S. Jorge se situe dans un graben. Dans cette étude, nous suggérons l’existence d’un graben reliant Santa Maria à S. Jorge. Ce graben pourrait probablement être un ancien rift abandonné, qui aurait localisé la frontière de plaque Eu/Nu jusqu’à environ 2.8 Ma dans la zone de Santa Maria. (...) Afin de proposer un scénario combinant à la fois la triple jonction - et son instabilité - ainsi que la décompression du manteau (riche en volatiles ou présentant un excès de température) sous une lithosphère épaissie, nous avons procédé à des expériences de mécanique des fluides au laboratoire du FAST à l’Université Paris-Sud. A partir d’une approche analogue de mécanique des fluides, nous avons investigué l’origine de l’instabilité mantellique, ainsi que les interactions possibles entre des panaches secondaires et une lithosphère comme celle présente sous les Açores. Toutes les expériences ont été effectuées avec le dispositif expérimental utilisé par Androvandi et al. (2011). Le fluide utilisé est un fluide newtonien (dont la rhéologie ne dépend pas des contraintes cisaillantes), appelé le Syrup. (...) Au total, 37 nouvelles expériences ont été effectuées. Lors des ces expériences, nous avons observé qu’un panache mantellique n’est pas fixe dans le temps et qu’il acquière une géométrie dissymétrique lié à la sensibilité au flux ambiant, mais aussi à la présence d’autres panaches (Davaille et Limare, 2007 ; Stienberger, 2000 ; Tarduno et al., 2003). Les espacements caractéristiques entre les instabilités dans notre fluide ne sont pas dépendants de la hauteur du fluide dans la cuve (relation (5), p221), ils dépendent de la dynamique que la couche limite thermique, zone qui génère et alimente les instabilités. En traçant la viscosité du manteau inférieur et supérieur en fonction de la différence de température nécessaire à la génération et à l’élévation du panache et en reportant la distance maximum et minimum des espacements entre les panaches de l’Atlantique central (Açores, Canaries, Cap Vert, Madeira et le complexe sous Marin de Great Meteor) nous sommes en mesure de déterminer l’origine des panaches. Si l’ensemble de ces panaches ont été générés dans le manteau inférieur, la différence de température nécessaire entre l’instabilité et le fluide ambiant doit être supérieure à 2000°C. Cette valeur est beaucoup trop grande pour le panache des Açores, dont l’excès de température est plus probablement comprise entre 150 et 50°C (Bonnatti, 1990 ; Métrich et al., 2014). De ce fait, les panaches des Açores et des autres archipels ont vraisemblablement été générés à la limite entre le manteau inférieur et supérieur. Ce sont des panaches secondaires générés par un dôme thermochimique situé dans le manteau inférieur visible sur les données tomographiques globales (e.g. Ritsema and Allen, 2003 ; Zhang and Tanimoto, 1992 ; Debayle et al., 2005). A partir de nos expériences, la récurrence des instabilités dans le fluide dépend du temps requis afin de recharger la couche limite thermique. En d’autres termes, cela dépend de la conduction thermique du fluide. En appliquant la loi d’échelle à la Terre, les panaches mantelliques naissant entre une ou deux couches libres montrent des temps de récurrence compris entre 30 et 300 Myr et entre 20 et 100 Myr, respectivement. Ainsi, les temps de récurrences des pulses volcaniques dans les Açores reconnus dans le chapitre précédent, ne peuvent pas être liés à des arrivées successives de panaches mantelliques. Ceci confirme donc l’implication des mouvements tectoniques dans l’accessibilité du magma vers la surface à ces échelles de temps. De plus, la frontière de plaque Eu/Nu n’a pas toujours été localisée dans les Açores. Elle a d’abord été reconnu le long du complexe de King’s Trough situé à 750 km au nord des Açores, complexe daté entre 60 et 10 Ma (Srivastava et al., 1990 ; Kidd and Ramsay, 1987 ; Srivastava and Roest, 1992). Cette échelle de temps montre que le panache des Açores ne peut être le même que celui identifié sous King’s Trough. Cependant, la distance entre ces deux panaches est similaire à notre espacement caractéristique et suggère que ce sont probablement des instabilités secondaires générées par un même dôme thermochimique. La lithosphère située sous les Açores est deux fois plus épaisse qu’une lithosphère classique à la même distance de l’axe de la dorsale. Afin de simuler le comportement d’une instabilité avec ce type de lithosphère, nous avons disposé dans la cuve des radeaux de polycarbonate. Systématiquement, le matériel moins dense flue sur l’un des cotés du radeau, même lors des expériences où nous avions préalablement crée une fracture entre ces derniers. Cette attitude du panache est similaire à la localisation du volcanisme des Açores : il se concentre le long de la bordure du plateau. Le matériel moins dense localise la formation du rift, donne du volcanisme qui fini par épaissir localement la lithosphère. Le matériel flue à nouveau vers une zone moins épaisse vers le nord est et le nord ouest suivant la topographique de la lithosphère proche d’une dorsale. "
Conclusions
" La région des Açores constitue un laboratoire unique pour étudier l’interaction entre plusieurs processus géodynamiques importants. En effet, cette région comprend : une zone de croute océanique anormalement épaisse associée à un point chaud non conventionnel, une jonction triple instable caractérisée par une géométrie et une cinématique complexe ; et une limite de plaque qui présente le taux d’ouverture le plus lent des rifts de la planète. Au cours de ce travail, nous avons analysé la variabilité spatio-temporelle à grande et petite échelle interagissant dans les Açores. Celle-ci est liée à l’interaction entre la jonction triple et le panache mantellique à différentes échelles de temps. Pour cela, nous utilisons une approche multidisciplinaire à différentes résolutions afin d’étudier l’évolution volcanique et tectonique des îles et leurs implications à l’échelle de la frontière de plaque. A grande échelle de temps, nous discutons des scénarii possible de l’évolution des Açores, des panaches secondaires et de leur origine via une approche de mécanique des fluides."
Voici le lien vers cette thèse en libre accès, qui parle des constructions/destructions de certaines îles des Açores, d'un dôme thermo-chimique annulant un classique point chaud et de blocs tectoniques précédents :
Map of a Terceira island and its submarine volcanic fissure zones contours are 200m
D'autres études récentes intéressantes :
" L'évolution des rifts océaniques hyperslow (hyperlent), comme le Terceira Rift (TR) aux Açores, est encore mal comprise. Sur la base de la géométrie de TR, des observations structurales et de la cinématique des plaques, nous estimons que le TR a commencé il y a entre 1,4 et 2,7 Ma et qu'il n'y a pas d'étalement appréciable du fond marin associé au rifting (donc pas de nouvelle croûte océanique). Les processus tectoniques contrôlent en grande partie la déformation dans les rifts jeunes et lents comme le TR, alors que les processus asthénosphériques influencent grandement l'évolution des dorsales médio-océaniques matures comme la dorsale médio-atlantique (MAR) [par exemple, Magde et al. , 1997 ; Tucholke et coll. , 1997 ]. La plupart de nos connaissances sur l'accommodation de la déformation lors de la rupture continentale proviennent des rifts continentaux actifs et des marges passives [par exemple, Corti , 2009 ; Soares et coll. , 2012 ; Bache et coll. , 2013 ], qui montrent une zone de croûte amincie, avec ou sans formation d'une nouvelle croûte océanique [ Driscoll et Karner, 1998 ; Snow et Edmonds , 2007 ]. Les limites des plaques d'extension ont été classées à partir de leurs caractéristiques structurelles, morphologiques et volcaniques en deux types principaux, principalement en fonction de leur taux de propagation: «rapide» (> 60 mm / an à plein débit) et «lent» (<60 mm / an taux plein). Un type intermédiaire est souvent placé entre eux [par exemple, MacDonald , 1982 ; Francheteau et Ballard , 1983 ; Malinverno et Pockalny , 1990 ].
La reconnaissance des rifts ultra-lents (<10 mm / an plein débit) est récente [par exemple, Michael et al. , 2003 ; Cannat et coll. , 2003 ]. Ces rifts sont caractérisés par une succession de segments magmatiques et amagmatiques qui exposent la péridotite du manteau directement sur le fond marin [ Dick et al. , 2003]. Les mécanismes de déformation le long des segments des rifts ultra-lents sont mal compris par rapport à l'ouverture et à la déformation se produisant le long des dorsales médio-océaniques matures et des rifts continentaux. Ceci est principalement dû (1) aux taux d'ouverture ultra-faibles, qui empêchent l'utilisation d'une classification basée sur leurs caractéristiques structurelles, morphologiques et volcaniques, telles qu'elles sont utilisées pour les dorsales océaniques rapides; et (2) la morphologie des rifts ultra-lents est plus dominée par la tectonique que par le volcanisme, ce qui limite l'utilisation de la gravité (anomalies gravitiques) et des anomalies magnétiques [ Whittaker et al. , 2008 ]. La connaissance de la façon dont la déformation se produit le long des rifts ultra-lents n'a été déduite qu'à partir des données sismiques [par exemple, Mutter et Karson , 1992] et la modélisation numérique [par exemple, Van Wijk et Blackman , 2005 ; Henk , 2006 ]. Plusieurs rifts ultra-lents ont été identifiés, par exemple, la crête arctique de Gakkel [par exemple, Coalkey et Cochran , 1998 ], la dorsale sud-ouest indienne [par exemple, Dick et al. , 2003 ] et les crêtes de Reykjanes [par exemple, Appelgate et Shor , 1994 ].
Nous nous concentrons ici sur les premiers stades du rifting et sur la déformation dans le Terceira Rift (TR), un hyperslow rift océanique [ Vogt et Jung , 2004 ], le long duquel le taux d'extension complet est proche de 4,5 mm / an [par exemple, DeMets et coll. , 2010 ], par conséquent, environ la moitié de la limite supérieure des rifts ultra-faibles. Étant donné que la majeure partie du TR se trouve sous le niveau de la mer et que les données géophysiques disponibles sont rares, nous étudions le modèle tectonique d'une île (São Miguel) qui s'étend sur la majeure partie du TR (Figure 1) pour étudier le comportement et l'évolution du TR. Le TR sismiquement et volcaniquement actif est apparemment un jeune rift, et l'un des rares endroits au monde où les premiers stades du rift océanique peuvent être étudiés. "
" En effet, on pense que l'ancienne frontière de la plaque Eurasie / Nubie était la zone de fracture des Açores orientales (EAFZ) [par exemple, Laughton et al. , 1972 ], et on considère que la migration de la zone EAFZ vers le TR s'est produite par sauts successifs de fractures de courte durée vers le NE [par exemple, Vogt et Jung , 2004 ; Sibrant et coll. , 2013a ]. Searle [ 1980] ont proposé que la migration ATJ se produise lors du réarrangement des pôles de la plaque, ce qui a induit le transfert d'un coin de plaque européenne sur la plaque de Nubie. La région des Açores présente également un excès significatif de magmatisme et un plateau anormal peu profond et épais, le plateau des Açores [ Searle , 1976 ; Detrick et coll. , 1995 ; Gente et coll. , 2003 ; Luís et coll. , 1998 ; Silveira et coll. , 2010 ], qui ne peut être expliquée par la seule géométrie et configuration de l'ATJ [ Georgen et Sankar , 2010 ]. L'interaction avec un panache mantellique (chaud ou humide) sous les Açores a ainsi été proposée comme explication de l'excès de volcanisme dans la région [ Vogt ,1976 ; Schilling , 1985 ; Thibauld et coll. , 1998 ; Gente et coll. , 2003 ; Métrich et coll. , 2014 ] et pour la position du rifting Eurasie / Nubie [ Vogt et Jung , 2004 ]. En effet, pour certains auteurs [ Cannat et al. , 1999 ; Gente et coll. , 2003] le plateau s'est formé par l'éruption de pièges sous-marins lors de l'impact d'une tête de panache d'origine profonde, autour de ~ 36 Ma et entre 20 et 10 Ma, bien que les données tomographiques indiquent des anomalies peu profondes à l'échelle régionale, notamment à l'axe du MAR [ Yang et al. , 2006 ]. L'extension géographique et la dynamique de l'instabilité du manteau inférée restent controversées. Pour plusieurs auteurs, le volcanisme n'est pas dû à un panache actif du manteau thermique mais reflète plutôt l'existence de domaines du manteau supérieur enrichis en volatiles [ Schilling , 1975 ; Bonatti , 1990 ; Elliott et coll. , 2007 ] ou des zones humides [ Métrich et al., 2014 ]. Les données géochronologiques disponibles sur les îles ne soutiennent pas une progression claire de l'âge le long d'un alignement bien individualisé, comme à Hawaï ou en Polynésie [ Morgan , 1971 ; Duncan et McDougall , 1976 ; Hildenbrand et coll. , 2004 ; Ozawa et coll. , 2005 ]. Au lieu de cela, les âges isotopiques montrent un volcanisme synchrone au cours du dernier 1 million d'années dans le centre et l'est des Açores [par exemple, Hildenbrand et al. , 2014 ; Costa et coll. , 2014 ; Sibrant et coll. , 2014], sauf sur Santa Maria, qui a émergé vers 5,7 Millions d'années [ Sibrant et al. , 2015a ]. De plus, la construction volcanique récente a entraîné le développement de crêtes volcaniques linéaires allongées le long de deux directions principales: N150 et N110 [ Lourenço et al. , 1998 ; Hildenbrand et coll. , 2008a ]. Ces caractéristiques ont été attribuées à un contrôle significatif des sorties volcaniques par la déformation lithosphérique régionale [par exemple, Haase et Beier , 2003 ; Hildenbrand et al ., 2008a , 2014 ; Marques et al ., 2013 ,2014a ], ce qui n'est pas en contradiction avec une contribution d'un panache de manteau. Par conséquent, la formation du TR peut être due à la tectonique des plaques ou à l'origine du panache du manteau. "
" (...) Le plateau des Açores affiche un niveau de sismicité assez élevé [par exemple, Mendes et al. , 2013 , figure 2; Marques et coll. , 2013 , figure 2], mais de magnitude faible à intermédiaire (pour les mécanismes focaux disponibles et l'amplitude, voir la compilation de la figure 8 de Borges et al. [ 2007 ]). La sismicité avec M w > 4 se produit principalement dans le TR et le long d'une structure graben-horst jusqu'au SO de la moitié ouest du TR [ Borges et al. , 2007 ; Marques et coll. , 2013]. Les tremblements de terre aux Açores présentent quelques caractéristiques remarquables: (1) il est reconnu depuis le début des années 1930 que des tremblements de terre très rares (c'est-à-dire d'origine tectonique et M L > 4) se sont produits à l'intérieur des îles [par exemple, Agostinho , 1931 ; Machado , 1959 ; Borges et coll. , 2007 ]. Localement, les tremblements de terre de faible magnitude se produisent sous forme d'essaims à l'intérieur des îles, mais ils ont été principalement attribués au volcanisme plutôt qu'à la tectonique (...) '.
" Des études antérieures ont suggéré que le rifting dans le TR a commencé il y a environ 45 Myr [ Krause et Watkins , 1970 ], il y a environ 36 Myr [ Searle , 1980 ], il y a moins de 5 Myr [ Luís et al. , 1998 ], il y a moins de 1 Myr [ Vogt et Jung , 2004 ], ou pendant les 25 derniers Myr [ Luís et Miranda , 2008 ]. Compte tenu de l'âge TR le plus ancien proposé (c.-à-d. 45 Ma) et d'un taux d'ouverture moyen d'environ 4,5 mm / an rapporté pour la limite de la plaque Nubie / Eurasie aux Açores [ DeMets et al. , 2010 ; Marques et coll. , 2013], alors le TR aurait déjà ouvert environ 203 km (45 Ma × 4,5 mm / an), ce qui semble plutôt invraisemblable étant donné la géométrie étroite actuelle du TR. Ici, nous estimons l'âge du TR et analysons s'il y a eu propagation et création d'une nouvelle croûte océanique dans le TR. Nous avons concentré notre attention sur la tectonique de l'île de São Miguel, car la partie orientale de São Miguel s'est développée sur l'épaule nord du TR, et les parties centrale et occidentale se sont développées à l'intérieur du TR. La position unique de São Miguel à l'intérieur du TR permet l'observation et la mesure des éléments tectoniques et volcaniques, qui peuvent être liés à l'architecture et à l'évolution du TR dans sa moitié orientale, où la frontière de la plaque Nubie / Eurasie semble actuellement discrète. São Miguel est la plus grande île de l'archipel des Açores (figure 1 ) et s'est développée dans la partie sud-est du TR. Sur la carte géologique la plus récente disponible [ Moore , 1990 , 1991 ], six complexes volcaniques (VC) ont été distingués (Figure 2 ), qui sont d'ouest en est: (1) le Sete Cidades VC, (2) une fissure occidentale VC principalement constitué de cônes stromboliens alignés, (3) le Fogo VC, (4) un VC fissural oriental, (5) le Furnas VC, et (6) le Nordeste VC. Forjaz [ 1997] présente une revue du volcanisme de São Miguel. Des données géochronologiques récentes acquises sur les différentes CV montrent que la construction volcanique subaérienne de São Miguel s'est produite au cours du dernier 1 Million d'années [ Moore , 1990 ; Moore et Rubin , 1991 ; Johnson et coll. , 1998 ; Sibrant et coll. , 2015b ]. "
" Les principaux édifices volcaniques centraux de São Miguel ont été affectés par un ou plusieurs événements d'effondrement (Figure 2 ). Zbyszewski et coll. [ 1959 , 1961 ] ont conclu que le volcan Sete Cidades (figure 2 ) a été affecté par un effondrement de la caldeira, tandis que pour Queiroz et al. [ 2008 ] l'effondrement s'est produit en trois étapes. Le volcan Sete Cidades comprend un graben dans son flanc nord-ouest [ Machado , 1959 ]. Le volcan Fogo (figure 2 ) a été affecté par un ou deux effondrements de caldeira [ Zbyszewski et al. , 1959 ; Zbyszewski, 1961 ; Moore , 1990 ] et présente des structures volcaniques actives avec une tendance N150, qui pourraient éventuellement constituer un graben-hébergeant des systèmes hydrothermaux [ Carvalho et al. , 2006 ]. Le volcan Furnas (figure 2 ) a été affecté par au moins un événement d'effondrement de la caldeira [par exemple, Moore , 1990 ; Duncan et coll. , 1999 ]. Le Nordeste VC (figure 2 ) présente une dépression circulaire, concave vers le sud, appelée caldeira de Povoação [ Moore , 1990 ]. Plus récemment, Sibrant et al. [2015b ] a proposé que des cicatrices morphologiques arquées dans l'est et le centre de São Miguel aient été créées par de grands effondrements de flancs latéraux (figure 2 ). Dans le sud-est de São Miguel, en particulier, la dépression de Povoçao résulte en partie d'un grand glissement de terrain catastrophique qui a enlevé tout le flanc sud du volcan Nordeste il y a entre 750 et 500 kyr [ Sibrant et al. , 2015b ]. Une cicatrice de glissement de terrain supplémentaire a également été proposée pour le flanc sud du volcan Fogo. "
" Les rifts ultra-lents sont généralement très pauvres en magmatisme, et le rift est préférentiellement concentré le long des failles maîtresses de délimitation. Cela semble être le cas du TR, au milieu duquel la tectonique semble très atténuée, et le volcanisme se concentre dans quelques grands édifices volcaniques régulièrement espacés le long du rift, et apparemment à l'intersection de failles majeures."
https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/2015TC003886
https://planet-terre.ens-lyon.fr/image-de-la-semaine/Img453-2014-03-17.xml
https://planet-terre.ens-lyon.fr/image-de-la-semaine/Img368-2011-11-21.xml
https://www.researchgate.net/publication/262726625_Morphologie_des_littoraux_aux_Acores
https://www.researchgate.net/publication/308886395_The_ignimbrites_of_the_Azores_a_review
https://archimer.ifremer.fr/doc/00034/14505/11847.pdf - Dynamique sédimentaire sur le plateau des Açores pour les derniers 400 ka
https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S0377027306001235
https://link.springer.com/article/10.1023/A:1004622825210
https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S0377027306001314 - Histoire volcanique et chronologie de l'île de Terceira
https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S0377027306001284 - Tsunami historique dans l'archipel des Açores
https://ecebac.fr/sujets/2020/SVT/77v1/ECE_20_SVT_77_V1.pdf - Les Açores possèdent aussi une bonne géothermie et sources d'eaux chaudes
Couche volcanique liée à un effondrement catastrophique https://planet-terre.ens-lyon.fr/image-de-la-semaine/Img368-2011-11-21.xml
Conclusion provisoire, il n'y a pas évidemment de comparaison possible entre Zealandia et le plateau des Açores, le contexte étant à priori différent, y compris en âges géologiques, les Açores étant beaucoup plus jeunes. Mais il y a aussi certains points en commun plausibles, avec également une sorte de "ceinture de feu" des Açores, une forte anomalie d'épaisseur de la croûte locale, une possible micro-plaque tectonique accompagnée d'au moins un rift (lent), des apparitions et disparitions d'îles et sommets (parfois très rapides, par effondrements de flancs ou de caldeira), mais aussi un point (ou même deux) de jonction de trois grandes plaques tectoniques et des décrochements tant de la dorsale Atlantique à proximité que des failles du plateau. Une autre constatation, est la pauvreté des études modernes concernant les Açores : les études actuelles se basent toujours sur des cartes bathymétriques à basses résolutions et études datées de 1998, par exemple, mais heureusement aussi quelques nouvelles études de terrain. Tout comme l'archéologie et l'Histoire des îles, longtemps figées par plusieurs facteurs qui sont en partie identifiables par la longue volonté du Portugal de "protéger" son Histoire et ses conquêtes, une grande frilosité des scientifiques au sujet de ces îles (probablement en liaison avec la légende Atlantide et la peur envers un risque sur la carrière, mais aussi sur les budgets pauvres alloués aux recherches sur toutes les îles de la Macaronésie autonome (et pauvre), ce qui est évidemment dommageable à la science en elle-même et explique son retard en la matière. Les choses semblent au moins changer actuellement, au moins localement, avec des déclarations du gouvernement autonome sur sa nouvelle volonté d'éclaircir les réelles découvertes anciennes sur les îles. Ces données ci-dessus sont une toute petite partie des données compilées qui nous ont incité à effectuer en 2019 un voyage sur place et à filmer un documentaire dont la première partie et un bonus (sous-titré en plusieurs langues) sont disponibles sur youtube gratuitement, dans le cadre d'une association culturelle:
Pour finir, je rappelle que la même équipe qui s'est occupée à étudier Zealandia et à établir son existence est depuis 2019 dans l'Atlantique, avec une première étude approfondie de l'Atlantique entre l'Afrique et les Amériques (incluant les îles du Cap Vert), c'est à dire l'endroit de la première ouverture de l'océan et de la déchirure de la Pangée/Gondwana) à cet endroit, et la détection de plusieurs anomalies - https://www.sciences-faits-histoires.com/blog/archeologie/l-atlantide-de-platon-debuts-de-preuves-par-des-geologues-japonais.html. Je pense qu'ils devraient aller du côté des Açores par la suite, mais il ne faut pas s'attendre à des publications avant plusieurs années, tout comme Zealandia...
http://publications.iodp.org/scientific_prospectus/388/388SP.PDF
Mais les Russes ont déjà fait une grande étude au même endroit, qui semble contester la possibilité de points chauds aux niveau des îles du Cap Vert et des Canaries. " La monographie représente un aperçu des données récentes sur le relief, la structure géologique et tectonique de l'Atlantique central.
La base d'un aperçu est constituée des données originales obtenues lors des expéditions de l'Institut géologique RAS. La description de la dorsale médio-atlantique entre l'équateur et 15 ° N. Un nouveau modèle de formation des champs hydrothermaux et une localisation dans les limites des dorsales médio-océaniques à propagation lente est suggérée. Le Zonage tectonique transversal de la centrale de l'Atlantique est défini. Une large diffusion des processus de déformation de la couverture sédimentaire et de la complication du relief du fond océanique due à des mouvements acoustiques de sous-sol différemment âgés de diverses échelles, amplitudes et directions est conclue. Les principales caractéristiques de l'évolution structurelle des îles volcaniques le long de la côte ouest-africaine et au nord-est de l'Amérique du Sud sont établies. Il est montré, que les îles Canaries et les îles du Cap-Vert ne sont pas des «hotspot tracks» et que le nouveau modèle de leur origine est suggéré.
Figure. 118. Tabl. 16. Bibl. 452 ". La publication est entièrement en russe malheureusement, à part le résumé.
http://atlantic.ginras.ru/download/books/Mazarovich-Atl-2000.pdf
Important pour un aperçu des découvertes archéologiques aux Açores :
Yves Herbo et Traductions, compilations de données, Sciences-Faits-Histoires, 27-03-2021
Aucun commentaire:
Enregistrer un commentaire
Ne pas hésiter à commenter, donner votre avis, faire part de votre propre expérience... Ce site et une sauvegarde ancienne, à mettre à jour, du blog https://www.sciences-faits-histoires.com/