Explanatory Notes Notes explicativesPeter MILES & Philippe BOUYSSE

Structural Map of the Atlantic OceanCarte structurale de l'océan Atlantique1:20 000 000 scale Échelle 1/20 000 000 (2012)

COMMISSION DE LA CARTE GÉOLOGIQUE DU MONDE

COMMISSION FOR THE GEOLOGICAL MAP OF THE WORLD

COMMISSION OF THE GEOLOGICAL MAP OF THE WORLD

COMMISSION DE LA CARTE GÉOLOGIQUE DU MONDE

STRUCTURAL MAP OF THE ATLANTIC OCEAN

CARTE STRUCTURALE DE L’OCÉAN ATLANTIQUE

(1st edition / 1e édition)

Explanatory notesNotes explicatives

By

Peter Miles & Philippe Bouysse(CGMW)

2012

© CCGM/CGMW 2012ISBN 978-2-917310-14-4 The reproduction of excerpts or the totality of this text is authorized provided the authors and the publisher are duly credited.Tout ou partie de ce texte peut être reproduit sous réserve d’en mentionner les auteurs et l’organisme responsable de la publication.

CCGM-CGMW77, rue claude-bernard 75005 Paris, Franceccgm@club-internet.frwww.ccgm.org

Abstract

Foreword, 4

Mapping an ocean, 5

Physiography, 5

Structural Map, 5

Introduction, 5

Onshore areas, 5

Precambrian, 5

Central Atlantic Magmatic Province (CAMP), 5

Early Cretaceous rifting, 6

Parana-Etendeka Traps, 6

Cameroon Hot-Line, 6

Paleogene volcanism, 6

Neogene volcanism, 6

Hotspots, 6

«Alpine» orogens, 6

Offshore areas, 6

Magnetic Anomalies and age of the oceanic crust, 6

Structural features, 7

Anomalous submarine plateaus, 7

Subduction zones, 7

Deep-sea drill sites, 7

Sediment thickness, 7

Zone of oceanic crust deformation, 8

Continental margins, 8

Transitional Crust, 9

The seafloor spreading ridges, 8

Overview of the opening of the Atlantic Ocean and adjacent oceanic basins, 8

Marginal Seas, 9

Seismicity, 9

Geodynamic Sketch, 9

Documents contulted in preparation of the map, 19

Maps, 19

Data sets, 19

References (text and map), 19

Résumé

Avant propos, 12

Cartographier un océan, 13

Physiographie, 13

Carte structurale, 13

Introduction, 13

Zones émergées, 13Précambrien, 14Province Magmatique de l’Atlantique Central (CAMP), 14Rifting tu Crétacé inférieur, 14Trapps du Parana-Etendeka, 14Ligne chaude du Cameroun, 14Volcanisme Paléogène, 14Volcanisme Néogène, 14Points-chauds, 15Orogènes «Alpins» , 15

Zones sous-marines, 15Anomalies magnétiques et âge de la croûte océa-nique, 15Éléments structuraux, 15«Plateaux océaniques», reliefs sous-marins «anor-maux, 15Zones de subduction, 15Forages océaniques profonds, 16Épaisseur des sédiments, 16Zone de déformation de la croûte océanique, 16Marges continentales, 16Croûte transitionnelle, 17Rides d’expansion océanique, 17

Grands traits de l’ouverture de l’océan Atlantique et des bassins océaniques adjacents, 17

Mers marginales, 18

Sismicité, 18

Esquisse géodynamique, 18

Documents consultés pour la préparation de la carte, 19

Cartes, 19

Données, 19

Références (texte et carte), 19

SUMMARY / SOMMAIRE

THE STRUCTURAL MAP OF THE ATLANTIC OCEANAt the scale of 1:20 000 000 – First edition

2012

EXPLANATORY NOTES

FOREWORD

The Commission for the Geological Map of the World (CGMW/CCGM) is a scientific Non-Governmental Organization (NGO) recognised as Category A by UNESCO and affiliated to the International Union of Geological Sciences (IUGS). It was initiated in an early form in 1881 during the 2nd International Geological Congress (IGC) held in Bologna. During the 1980s the CGMW co-published with UNESCO the maps of the five oceans of the globe for the first time (including the ‘Antarctic Ocean’). These were part of the ‘Geological Atlas of the World’ and printed at a relatively small scale. Two decades later our knowledge of the deep seafloor of the world’s oceans has improved to such an extent that during the 1990s the Commission decided to initiate a new series of seafloor maps featuring whole oceans, whose first release in 2004 was the Structural Map of the Indian Ocean. This map of the Atlantic Ocean1, issued for the 34th IGC in Brisbane in 2012, is the third one of this series, being an extension of, and replacement for, the 2008 North Atlantic map. It overlaps the adjoining Indian Ocean map. Publication of the map received financial support from UNESCO, the Geological Survey of Norway (2008) and IFREMER.

1 Authors of the map: Peter Miles, Philippe Bouysse and Kaiser de Souza with the contributions of Brian Tucholke, Carmen Gaina, Laurent Gernigon, Dietmar Müller, Alexandra Robert and GEUS.

ABSTRACT

This pamphlet accompanies the Structural Map of the Atlantic Ocean which synthesizes the interpretation of geological and geophysical data compiled from oceanographic cruises spanning several decades and their published results.

The main structural map is presented in the framework of the continental structural features. The oceanic areas include the following parameters:

• The age of the oceanic crust in Epochs.• Magnetic anomaly chron picks where they have been observed or interpreted.• Seafloorspreadingaxes,activeandfossil.• Transform faults and fracture zones.• Anomalous relief and subduction zones.• Seawarddippingreflector(SDR)volcanicsequence.• Earthquake epicentres and source depths.• Hotspots.• Deep ocean drilling sites - DSDP( IPOD), ODP and IODP - where basaltic basement or

transitional crust was reached.• Sediment thickness - contours over oceanic crust and thinned continental crustal areas.• Crustal deformation zones.

Summary of continental geology related to the geodynamic evolution of the ocean.

The map is accompanied here by a corresponding Geodynamic Sketch (inset in the map) and Physiographic Map (inset in these notes). These display the tectonic plates pattern and illustrate the morphology and their juxtaposition. This includes associated oceanic features included in the text.

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MAPPING AN OCEAN

From an Earth science perspective the compilation of a structural map of an ocean, as opposed to an atlas or onshore cartography, is not as straightforward an exercise as is at first apparent. The reasons for this are:

● The map cannot be a truly geological. That is, the seabed geology and other formations cannot be mapped as in land geology otherwise it would mainly represent Plio-Quaternary sediments.

● It is also not possible to construct a conventional tectonic map because the evolution of the oceanic lithosphere is never greater than ~200 Ma in age.

● The map is also not simply an illustration of one geophysical parameter (seismicity, magnetic anomalies, spreading rate etc.) but a representation of all physical parameters, plus observed and interpreted lineations.

● Unlike the majority of maps devoted to an oceanic area, there is also a need to include some land structural geology that places island and surrounding continent structures in context. This provides complimentary information in understanding the evolution of an ocean basin, such as in the fit of adjacent Precambrian shields prior to rifting and separation of the continental fragments.

● The map must also compile and overlay different entities of information in such a way as not to impede an acceptable balance between clarity and detail.

For all these reasons we chose to title this kind of cartography a “structural map”, a term not heavily constrained by semantics.

As to the size of the printed map, publishing experience led us to avoid large dimensions owing to printing constraints, user convenience, display clarity and cost. The final scale is chosen as 1:20,000,000 at the Equator and corresponds to that of the Indian Ocean structural map. The projection is Mercator using the WGS-84 ellipsoid generally adopted by the offshore sciences community such as the International Hydrographic Organization and the Intergovernmental Oceanographic Commission. Consequently the north and south boundaries of the map were limited to 72˚N and 72°S in order to avoid too much distortion of the polar regions, while retaining significant detail in the northern Norwegian-Greenland Sea and Southern Ocean / Weddell Sea.

To maintain legibility in the constraints of an A0 sheet the Map of the Atlantic Ocean comprises a main Structural map with an inset of the Geodynamic sketch, accompanied by these “explanatory notes” where we include a physiographic map.

PHYSIOGRAPHYIt would have been difficult to include some additional entities of information onto a single structural map without loss of clarity. This applies particularly to the detail involved with physiography. However, geophysical data bases do now allow production of high resolution computer generated images of the physiography of the Earth’s surface and seafloor using colour shaded relief. These displays are derived from elevation and bathymetric data sets and provide increased information and aesthetic value. For these reasons it was considered necessary to defer to the physiographic sketch to the “explanatory booklet”, reduced to an A3 format.

STRUCTURAL MAP

INTRODUCTIONThe Atlantic Ocean is the result of the break-up of the Pangea super-continent which began between what is now North America and Africa (north-central Atlantic) in the Early – Middle Jurassic. This formed the Laurasian super-continent of North America and Eurasia as it separated from Gondwana which consisted of present day South America, Africa, Arabia, India, Madagascar, Australia, and Antarctica. A second break-up phase occurred when Gondwana divided into several continental blocks. As concerns the South Atlantic, this involved Africa rifting from Antarctica, then from South America rifting from south to north. Eventually North America and Greenland broke with Eurasia to open the NW Atlantic and Norwegian Sea. The Atlantic and Indian Oceans continued to expand, closing the Tethys Ocean. Following this the African Plate changed direction from west to northwest towards Europe while South America began to move north. Interaction of these motions with those of Cocos, Nazca, and Caribbean plates form the complex transform, trench and subduction plate boundaries of the Caribbean Plate which abuts the North Atlantic Ocean. Here the boundary between the North and South American plates is as yet poorly defined, and is distributed within a band facing the front of the Lesser Antilles arc.

ONSHORE AREASOn this map, the onshore is represented in a somewhat different way if compared with previous CGMW seafloor maps. The geology has been simplified and the stress was laid on pivotal factors involved in the genesis and evolution of the Atlantic Ocean, mainly relevant to large magmatic events (hotspots, large igneous provinces – LIP), but also connected to deep intra-continental graben fracturation. Consequently, the Andean volcanic belt, the Karoo LIP sequence (at ca. 183 Ma) predating the initial rifting of the South Atlantic, or the deep inland remote Cenozoic volcanics, such as in Hoggar or Tibesti, are not shown. Thereafter, some comments are made on the differents items of the onshore section of the legend.

PRECAMBRIANThe nearly 4 Ga lasting Archean and Proterozoic formations were put together in a single Precambrian unit (extracted from the 3rd edition of the Geological Map of the World, 2010) which displays the subaerial extent of the old cratonic areas. However, the Appalachian Mountains, the Iberian Peninsula and France, may locally include undifferentiated Neoproterozoic-Lower Paleozoic formations. A very minute outcrop of Mezoproterozoic is also located in the southern tip of West Falkland island.

CENTRAL ATLANTIC MAGMATIC PROVINCE (CAMP)At the Triassic-Jurassic boundary (200 Ma ago), a dramatic event occurred, related to the break-up of the Pangaea and the rifting and subsequent opening of the central part of the Atlantic, and probably also to the second largest mass extinction of living organisms. This event represents catastrophic outpourings of huge volumes of tholeiitic basaltic lavas, preserved in eastern North America, northern South America, West Africa, and southwestern Europe (cf. Hames et al., 2003). This magmatic climax produced the largest known example of continental flood basalt, extending over 7 x 106 km², and maybe more if one takes into account the coeval seaward dipping reflectors within the relevant present-day continental margins. The basaltic remnants

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were identified as deeply eroded dykes, related sills, subaerial lava flows and buried continental flood basalts, some of the latter covering large areas such as within the Amazon graben or in the region adjoining Morocco, Algeria and Mauritania.A simplified picture of these occurrences is given in the map, taken into account published papers (Chabou et al, 2007; Jourdan et al., 2003; Jourdan et al., 2009; Knight et al., 2004; McHone, 2000; Ragland et al., 1984). These remnants stretch out from the Amazonian and West African cratons to the south, as far as Newfoundland and Brittany (Kerforne dyke) to the north, and the green dashed line gives an approximate idea of the original extent of this huge magmatic province. The small exposures of doleritic sills (“ophites”) of the Pyrenees are related to the CAMP event (Rossi et al., 2003) and are shown as dots on the map.

EARLY CRETACEOUS RIFTINGDuring Early Cretaceous, a phase of continental rifting connected to the rifting and subsequent oceanic spreading of the South Atlantic, is marked by the structuration of a system of grabens (formerly coined as “aulacogens”, i.e. aborted pre-oceanic rifting): the Benue graben system extending towards Central Africa and the conjugate Amazon graben. On the map, they appear as the 3000 m isopach line (cf. Tectonic Map of Africa, 2010; Mapa Tectónico de América del Sur, 1978).

PARANA-ETENDEKA TRAPSAt the time of their formation, some 133 Ma ago (Hauterivian), the quite extensive Parana traps of southern Brazil formed a single LIP with the Etendeka traps of Namibia, as a result of the climaxic production of the then young Tristan da Cunha hospot. Up to recently, the extension of the remnants of the Namibian traps was somewhat reduced (cf. Geological Map of the World, 2010). But, it gained a very significant increase with the discovery of coeval basalts subcroppings in eastern Angola (cf. Sub-Kalahri Geological Map, 2001; D. Frizon de Lamotte and F. Guillocheau, pers. comm. 2011).

CAMEROON HOT-LINEUnlike “classical” hotspot tracks, the some 2000 km long alignment, spanning from the outskirts of Lake Chad to the tiny island of Pagaloo in the Gulf of Guinea straddles both continental and oceanic lithospheres (Fitton, 1987). This “Cameroon Line” shows ages which are not distributed in accordance with a regular space progression of the magmatism throughout time. The today active shield-volcano of Mount Cameroon is located in the middle of this line. This is the reason why this kind of feature is labelled “hot-line”. The age distribution of effusive volcanism and plutonic complexes ranges from present to 70 Ma (Deruelle et al., 2007). These authors have postulated that the volcanic occurrences are controlled by oblique shear zones prolonging present-day oceanic fracture zones. This Cenozoic alignment is more or less parallel to the predated Cretaceous Benue graben system. Along with the Cameroon Line sensu stricto some probably parental magmatism was plotted, such as the Quaternary scoria cones of Jos, in Central Nigeria. The Cameroon Hot-Line is shown with a specific colour.

PALEOGENE VOLCANISMA wide area of tholeiitic volcanism characterises a “North Atlantic Igneous Province”, related to the activity of the powerful Iceland hotspot during the Paleogene, coinciding with the opening of the northern part of the Atlantic Ocean (north of the

Bight FZ). Onshore, the volcanism stretches from a relatively small area of Baffin Island, to eastern Scotland and northern Ireland (e.g. the Giant’s Causeway), including Greenland traps (both visible on the east and west coast) and the Faroes Islands.

NEOGENE VOLCANISMThis specific item applies only to the intra-oceanic islands (from Jan Mayen to the north, to Bouvet to the south) and archipelagos which, Iceland excepted, appear generally as minute dots owing to the scale of the map. This age corresponds only to the subaerial exposures, regardless of that of their deeper substratum. The ca. 100,000 km² wide Iceland is crossed through by the Atlantic Oceanic spreading system. The onshore pattern (cf. the Geologic Map of the Arctic, 2011) is more complex than that of the normal oceanic accretionary ridge outside the island. This peculiar feature results from the hotspot interacting with the plate-tectonics spreading process.The same mode of representation is used for the present-day sub-aerial part of the volcanic line produced by the subduction of the Atlantic oceanic crust beneath the continental gap left between North and South America for the Lesser Antilles, and South America and Antarctica for the South Sandwich, both island arcs being similar in shape and size, but not in their geological evolution.

HOTSPOTSThe different types of “hotspots were” plotted in the 3rd edition of the Geological Map of the World (2010). For the present Atlantic Map, only four typical oceanic and quite well defined hotspots were selected in order of importance of today’s activity: Iceland, Azores, Tristan da Cunha, Bouvet. All four, centred on an island or an archipelago, are located on or in the vicinity of the active spreading axis. Iceland is still very active. Tristan da Cunha that played a pivotal role in the genesis of the South Atlantic and the build-up of the hotspots trails of Walvis Ridge and Rio Grande Rise, seems to be geologically speaking close to exhaustion. The Azores hotspot is quite active and is marked by a significant thermal bulge over the spreading axis and at the crossroads of North America, Europe and Africa plates.

“ALPINE” OROGENSThe evolution of the Atlantic is coeval with the Alpine orogenic belts considered in their broad sense. It is the reason why their limits are shown with a specific symbol. In the frame of the map are concerned: the Antarctic Peninsula, Andes, Alps-Jura, Pyrenees, Betic and Maghrebides.

OFFSHORE AREAS

MAGNETIC ANOMALIES AND AGE OF THE OCEANIC CRUSTWhen seafloor spreading mid-oceanic ridge (MOR) lavas cool they “fossilize” the vector and intensity (normal or reversed) of the Earth’s magnetic field at that geological time to generate linear, and (mostly) identifiable magnetic anomalies. As the lavas were accreted to the seafloor along spreading centres – the principle element in the geological structure of an ocean – they can be dated by using a timescale of the geomagnetic reversal sequence. This has been derived from correlating deep sea drilling ages of oceanic basement, normally the immediate overlying sedimernts, with the anomalies. Using the identification of a number of characteristic magnetic anomalies it is possible to map the ocean floor age and measure the seafloor spreading processes. Crust of unknown age, or of current different age

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interpretations, and crust of unknown type (oceanic/thinned continental) is shown in dark grey to differentiate from known thinned continental crust (mid grey).

The chronostratigraphic ages (epochs, mainly using ICS geological RGB colours) are used here and not the geomagnetic ages (or “chrons” corresponding to the geomagnetic reversal chronology) as often displayed in geophysical texts. This is to maintain consistency with geological events (e.g. the K/T boundary). These chronostratigraphic (geological) ages of the oceanic crust have been obtained by interpolation between digitized magnetic anomaly picks of fixed age (Müller et al., 1997). It was also considered valuable to show the location of the principal magnetic anomaly picks used in this age calculation plus other recent picks that detail seafloor spreading better in some areas. In the legend a table provides the list of each standard anomaly (or chron, ‘C’) and its age, following the geomagnetic timescale of Cande & Kent (1995) from C1o (0.78 Ma) to C33o (79.08 Ma), and after Gradstein et al. (1994) for C34 (83.0 Ma). These picks are shown as small circles colour coded for each chron. As there is no single magnetic pick data set for the whole of the map area the anomalies are shown, consistently, in three sections:

1. North of the Newfoundland-Azores-Gibraltar lineation after Gaina et al. (2002) plus Müller et al. (1997) anomalies 13y to 34 y in the Newfoundland Basin and Iberian Abyssal Plain. Anomaly C20 is shown as C20o and C20y north and south of the match respectively. Also shown here are anomalies M0 and M3 in the northern part after Tucholke et al. (2007), Miles et al. (1996) and Russel and Whitmarsh (2003).

2. Between the Newfoundland-Azores-Gibraltar lineation and the Fifteen-Twenty FZ after Müller et al. (1997) and (1999).

3. South of the Fifteen-Twenty FZ after Müller et al. (1997).

STRUCTURAL FEATURESThe following structural features have been mapped: axes of oceanic accretion (mid-ocean ridges) with full present day spreading rate scalers in cm y-1; extinct spreading axes in the Baffin Bay, Labrador Sea, Norwegian Sea, Bay of Biscay, Scotia Sea and Southern Ocean. Principal selected transform faults, with their fracture zone extensions, are mapped from satellite gravity and published texts. Extensions to, inferred and other FZs can be seen from magnetic anomaly pick sequences.

ANOMALOUS SUBMARINE PLATEAUSBathymetric highs associated with anomalous volcanic basement (seamounts, ‘aseismic’ ridges, oceanic plateaux, features of uncertain or disputed origin and selected significant buried basement features) are shown in a pale yellow hue. Notable features include the J anomaly Ridge2 south of the Grand Banks, the Greenland-Iceland, the Faeroes ridges, Azores triple junction, Walvis Ridge and Rio Grande Plateau.

SUBDUCTION ZONESTwo subduction zones exist in the Atlantic Ocean/Southern Ocean, facing the Lesser Antilles and the Sandwich island arcs. The under-thrusting and relatively cold oceanic crust of the North and South American plate(s) is progressively heated as it is forced down into the plastic asthenopheric mantle beneath the Caribbean and Scotia plates. It becomes dehydrated and triggers

2 The J Anomaly Ridge lies beneath the J Magnetic Anomaly at the young end (M-4 to M-0, Barremian) of the M series magnetic anomalies (cf. Tucholke and Ludwig, 1982).

partial melting of the overlying mantle material to provide the source of the magma that generates the island arc volcanoes. The subduction zone, where the oceanic lithosphere plunges beneath the arc lithosphere, is shown with large solid red triangles. In front of the Lesser Antilles a powerful terrigenous input coming from the south (Amazon and Orinoco rivers) has built a huge active sedimentary accretionary prism, reaching a thickness of some 20km where Barbados Island is emerging (Casey Moore, 2000). It is decreasing towards the north and is disturbed by the subducting Tiburon and Barracuda ridges. This active sedimentary subduction front is marked by red line with small solid triangles.Subduction vectors show the orientation and convergence rate.To the north of the Caribbean arc (from Cuba to Bonaire-Curaçao-Aruba) the convergence translates into the Puerto Rico trench and onto a westerly (left-lateral) strike slip system of faulting. To the south the convergence is translated into (right-lateral) strike slip motion into the north of South America.

The Scotia Arc has a shape and size quite similar to those of the Lesser Antillas arc and translates into a left-lateral transform fault bounding the Falklands Plateau. It has no significant sedimentary accretionary prism.

DEEP-SEA DRILL SITESThe deep-sea drilling sites occupied by the international scientific consortia of DSDP (IPOD), ODP, IODP are shown as black stars with their site identification number. Only those holes that reached basaltic basement or marginal thinned continental crust are shown. These drill-holes are important because the basalt sampled can be dated using radiometric techniques and sediment sampled immediately above the basement can be dated from their microfauna. In the latter case the age of the oceanic crust predates the sediment age. As referred to above, these samples permit control on the age of the oceanic crust and calibration of the magnetic anomaly timescale reversal sequences. However, Sibuet et al. (2007) showed that the serpentinization process in some regions can also result in the formation of magnetic grains which produce magnetic anomalies similar to those of typical oceanic crust.

SEDIMENT THICKNESSCompilations of sediment thickness, principally from seismic reflection measurements, can be rare and often generalized. However the Atlantic Ocean has coverage from the NGDC world sediment thickness grid. This has been used to construct 1km isopachs (lines of equal thickness) shown as dashed lines with an overprinted grey hue whose intensity increases between 1 and 15km. The thickest sediments occur along the continental margins and thick sediment fans extend seaward of the large river deltas and estuaries such as the St Laurence (Laurentian Channel), Amazon cone and Congo Fan.

Barbados is the emergent part of a large sedimentary accretion over 15km thick associated with the convergence of the North American/South American plates, and Caribbean tectonic plate. Here sediment is being taken from the descending oceanic plate and piled up along the plate boundary to form complex sedimentry structures, shear zones and methane hydrates.

ZONE OF OCEANIC CRUST DEFORMATIONEast of the Lesser Antilles Island Arc, and coincident with the diffuse boundary between the North and South American Plates, is a region of deformation caused by adjacent compressional and

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tensional forces. The compressional stress of this sector has led to the formation of the Tiburon and Barracuda ridges. Another region of deformation exists across the Azores – Gibraltar plate boundary between the Eurasian and African Plates. These areas are shown overprinted with hatching. They are associated with diffuse seismicity. They also reflect the complex tectonics along the south western Eurasian Plate margin.An additional zone of deformation is shown along the Rio Grande Plateau, a hot-spot trail, and may not represent the same structure as seen in true oceanic crust.

CONTINENTAL MARGINSThe delineations used in this map between continental shelf, slope and oceanic crust should not be confused with the legal term ‘extended continental shelf’ used in the United Nations Convention on the Law of the Sea (UNCLOS). The latter is a political boundary constructed by the application of parameters laid down by the UNCLOS Article 76 which applies morphological and geological factors in specific contexts not used here.The continental margin represents that part of the continent situated at depth beneath sea level. It extends from the outer continental shelf – more or less arbitrarily bounded by the 200m isobath – to a continental slope and rise that meets oceanic crust at an average water depth of about 3000m. In this map the slope is not always shown to include its full morphology sensu stricto, but as a representation of its location bounding the shelf edge and deep water or outer banks. Sediment fans and extended continental rises are not included as slope where they would obscure sediment thickness contours. The continent-ocean boundary may also lie beneath the lower slope and extended continental rises.The shelf (<200m) is shown in white, generally without any other information. The slope is in a light blue/grey and can contain some structural information relevant to the adjacent ocean structure or rifting. It is also extended onto deeper shelf areas to highlight channels (Laurentian Channel). As island arcs are built-up seafloor features, their submarine areas are treated as slope.An addition to this map is “thinned continental crust”. This is to show, where possible, the relationship of continental crust thinned during rifting and full seafloor spreading to oceanic crust, notably off Iberia and Newfoundland. It also appears adjacent to the continental blocks formed during the staggered tectonic evolution of the ocean (Rockall Bank, Jan Mayen and The Grand Banks). Thinned continental crust is shown as continental slope but with the sediment thickness shading included.

Also new is the representation of seaward dipping reflector sequences (SDRs) compiled from various sources. They are indicated by a pale red hue and are shown only where they exist beyond the shelf edge.

TRANSITIONAL CRUST

Notably, in the Newfoundland basin and Iberia Abyssal Plain are two regions of transitional crust shown in dark green. They are in fact regions of sub-continental lithospheric mantle exhumed around the time of the Aptian - Albian boundary between clear continental crust and normal oceanic crust (Tucholke et al., 2007; Sibuet et al., 2007). These regions are 150-180km wide and include the M series of magnetic anomalies in these areas shown as CM0 and CM3 on the map.

THE SEAFLOOR SPREADING RIDGES

The Atlantic Ocean spreading centre – generically known as the Mid-Atlantic Ridge (MAR) – is also known as the Reykjanes Ridge between the Charlie-Gibbs FZ and Iceland, the Kolbeinsey Ridge north of Iceland to the Jan Mayen FZ and the Mohns Ridge to the north. It forms the boundary between the North American and Eurasian/African Plates and that between the South American and African Plates. In the South Atlantic the MAR bifurcates at the Bouvet Triple Junction into the Southwest Indian and America-Antarctica ridges to bound the Antarctic Plate. These plate boundaries ware created from evolving phases of spreading during the Mesozoic and Cenozoic Eras, at different times and at different rates. This can be seen on the map by the width of the coloured strips located on either side of the ridge; these bands represent the area of oceanic floor generated by the ridge during the time of a geological stratigraphic Series or time Epoch (i.e. Late Cretaceous) since early in the Jurassic Period. The thin black arrows that overprint the ridge axes give the (combined) spreading rate scaler.

OVERVIEW OF THE OPENING OF THE ATLANTIC OCEAN AND ADJACENT OCEAN BASINSThe breakup of Pangea initiated the formation of the Atlantic Ocean with rifting during Early to Middle Jurassic time that separated Gondwana (South America, Africa and other southern continental masses) from Laurasia (North America and Eurasia). Spreading was well established by CM21 time when incipient seafloor spreading began in the Caribbean to separate South and Central America. Prior to this, east-west orientated Early Jurassic rifting between Africa and Antarctica began at around 190 Ma. This initiated the Karoo volcanics and extended along the east African margin into the Somali basin at CM22 time (152Ma). Contemporaneously, initial Late Jurassic spreading in the Weddell Sea followed early stage basin development between South America and South Africa that began in the Late Triassic followed by ~20myr rifting.During the Early Cretaceous seafloor spreading continued in the Weddell Sea leading to separation of the Falkland Plateau from Antarctica by CM12 (135Ma). North – south spreading was now well established in the Mozambique Basin driving the separation of Africa and Antarctica. The Georgia Basin, located east of Maurice Ewing Bank may have intiated slightly earlier than the South Atlantic.The South Atlantic now opened, and still does to the present day, with CM0 recognisable on both margins. The Falkland Plateau then moved away from the southern tip of Africa allowing a deep water connection between the Atlantic and Indian Oceans.From the Late Cretaceous to the Late Paleocene the three major Gondwana fragments continued to drift apart along a series of mid-ocean ridges. A series of major plate adjustments occurred along the Pacific margin leading to the formation of the Scotia Sea through separation of the Falkland Plateau and the Antarctic peninsula. Throughout the Cretaceous the western margin of Antarctica and South America was a subduction zone. Later extension of the continental fragments in this region established the deep water pathways that exist today.Early Miocene plate reorganisation rendered the Scotia Sea spreading centre inactive. A consequence of this was an eastward translation of South Georgia and the formation of the North Scotia Ridge.

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After rifting, Africa continued to separate from South America in the south and at CM11 time (~132 Ma, Early Cretaceous), Iberia, already fully disconnected from Africa, moved apart from the Eurasian Plate when opening the Bay of Biscay.Rifting then began between North America and Eurasia (Gibraltar – Rockall) and seafloor spreading may have started in the Tagus Abyssal Plain by CM3 time (~124 Ma, mid-Early Cretaceous), possibly the earliest identifiable anomaly in that region. After this, mantle exhumation developed in the Newfoundland basin and Iberia margin, the J anomaly Ridge and Madeira-Torre Rise formed and normal seafloor spreading resumed and migrated north to establish seafloor spreading by C34 (84 Ma, Late Cretaceous) and later into the Labrador Sea. The Labrador Sea opened by C30 at the latest, although a C32 pick (~72 Ma, latest Cretaceous) is plotted from the data set in crust of unknown age. Spreading then extended to the west of Rockall by C24 time (~52 Ma, early Eocene) to separate Greenland and Eurasia and then ceased first in the Baffin Bay and then in the Labrador Sea between C20 and C13 time respectively (45 - 33 Ma, mid-Eocene to basal Oligocene) leaving strike slip motion in the Davis Strait. The new spreading centre between Greenland and Eurasia (Rockall), formed first along the proto Reykjanes and Mohns Ridges, and then by C13 time along a now fossil Aegir Ridge. The latter was abandoned by C7 time (~26 Ma, late Oligocene) when the Jan Mayen continental block separated from Greenland and spreading jumped to Iceland. During this time Iberia moved north to partially close the Bay of Biscay and began to move with Eurasia.The MAR is offset by fracture zones of various scales. These express the response to tectonic plates’ motions on a curved Earth. They also play an important role in the circulation of deep-sea currents in that they form breaches in submarine ridges that normally would impede the circulation of bottom waters essential to maintain the climatically important, nutrient rich ocean circulation pathways.

MARGINAL SEASThree marginal seas have connections with the Atlantic Ocean. Within the frame of the map, two appear partially (Mediterranean and Caribbean seas) and one fully (Scotia Sea). The first two experienced a very complex history if compared to the more recent Scotia Sea, and their structural map is either published in June 2012 (Mediterranean) or in progress (Caribbean). This is the reason why their structural pattern is here oversimplified.The basement of the Caribbean Sea is mainly formed of a complex oceanic crust and was shown by a grey stipple on a white background.

SEISMICITYSeismicity is an important parameter in the study of current regional geodynamics. It underlines the limits of the lithospheric plates (spreading axes, transform faults and subduction zones) and active intra-plate rifting. Earthquake epicentres are symbolized with open diamonds and are shown for both on and off-shore occurrences. The time interval used for the occurrences is from 1973 to 2006 in order to both represent activity and maintain clarity. Also to this end only 4 categories of earthquake magnitude have been selected for display, the symbol size increasing for magnitude ranges 5.0-5.9; 6.0-6.9; 7.0-7.9; 8.0 and greater. The 4 categories of focal depths are shown as colour coding of the diamonds for depths 0-35 km; 36-70 km; 71-300 km and 301-700 km.

As explained, these earthquakes are not distributed randomly, rather they define accurately the plate boundaries and faults. At the MAR seismicity is generated by tensional stress exerted by the injection of magma at the axis of the ridge (oceanic accretion). At transform faults the shear stress is caused from opposite movements along the fault between the offset ridge axes either side of the fault. Both these causes of earthquakes are generally shallow and of low magnitude.There is a concentration of earthquakes along the Lesser Antilles Island Arc. This is the only active subduction zone in the North Atlantic Ocean and forms the boundary between the oceanic crust of both American Plates which is being under-thrust beneath the Caribbean Plate. Friction occurring at the sloping interface between the two plates produces the stresses that generate seismicity during their release, and features what is known as a “Wadati-Benioff zone” which in this region generates the whole range of earthquake magnitudes and focal depths.The same process occurs for the seismicity of the South Sandwich island arc where the oceanic crust of the South American plate dips beneath the crust of South Sandwich microplate.Other earthquakes are seen to be associated with the east and west areas of crustal deformation – both associated with plate boundary adjustments. Also the Azores triple junction bathymetric high volcanic centre, associated with the MAR, shows some off axis activity.

GEODYNAMIC SKETCHThe Geodynamic sketch gives an overview of the configuration of the plate boundaries from the Norwegian – Greenland Sea to the Southern Ocean at the present time. Ten lithospheric plates appear in the map:− The large North American, South American, Antarctic,

African and Eurasian plates;− The mid-sized Caribbean, Cocos, Nazca (the latter two only

very partially), and Scotia plates;− The South Sandwich and South Shetland micro-plates.The main bathymetric features, including principal fracture zones, are included with their toponomy. It also identifies the major oceanic plateaux and significant seamount chains. The regions associated with each tectonic plate are colour coded and differentiate, in a generalized way, between oceanic and continental regimes. Isolated micro-continents (e.g. the Jan Mayen micro-continent in the uppermost part of the map), outer banks and thinned continental crust are shown in their continental context.

P.R. Miles & Ph. Bouysse, CCGM, Paris

June 2012

Acknowledgements:G.M. Elliott, Imperial College, London.J-C. Sibuet, Ifremer, Brest.

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PHYSIOGRAPHIC MAP OF THE ATLANTIC OCEANCARTE PHYSIOGRAPHIQUE DE L’OCÉAN ATLANTIQUE

Compiled by / Compilée parAlexandra Robert (ENS, Paris)

-8648 -7500 -5000 -2500 0 2500 5000 6813

Meters

Data: GEBCO 2008 - 30 arc second grad.World Mercator datum: WGS84

Isobaths: every 1000 mIsobathes : tous les 1000 m

PHYSIOGRAPHIC MAP OF THE ATLANTIC OCEANCARTE PHYSIOGRAPHIQUE DE L’OCÉAN ATLANTIQUE

Compiled by / Compilée parAlexandra Robert (ENS, Paris)

-8648 -7500 -5000 -2500 0 2500 5000 6813

Meters

Data: GEBCO 2008 - 30 arc second grad.World Mercator datum: WGS84

Isobaths: every 1000 mIsobathes : tous les 1000 m

CARTE STRUCTURALE DE L’ATLANTIQUEA l’échelle de 1/20 000 000

1e édition - 2012

NOTES EXPLICATIVES

AVANT PROPOS

La Commission de la Carte Géologique du Monde (CCGM/CGMW) est une organisation non-gouvernementale (ONG) scientifique de catégorie A pour l’UNESCO et affiliée à l’Union Internationale des Sciences Géologiques (IUGS). Elle a vu le jour, sous une forme embryonnaire, en 1881 lors du 2e Congrès Géologique International (CGI) de Bologne. Dans les années 1980, la CCGM a co-publié avec l’UNESCO, et pour la première fois, les cartes à petite échelle des cinq océans de la planète (comprenant l’océan «Antarctique») incluses dans l’Atlas Géologique du Monde. Deux décennies plus tard, notre connaissance de la nature du fonds des océans avait tant progressé que la Commission a décidé de mettre en chantier un nouveau type de programme de cartographie des fonds marins, à l’échelle d’un océan ou d’une mer marginale, dont la première sortie est la Carte Structurale de l’Océan Indien (2004). La présente carte couvrant la totalité de l’océan Atlantique1, publiée pour le 34e CGI de Brisbane (2012), est la troisième de cette série et constitue l’extension de la Carte Structurale de l’Atlantique Nord (2008), qu’elle remplace. Elle recouvre la partie SW de l’océan Indien. La carte a bénéficié pour sa réalisation d’un soutien financier de l’UNECO, du Service Géologique du Norvège (2008) et de l’IFREMER.

1 Auteurs de la carte : Peter Miles, Philippe Bouysse et Kaiser de Souza avec les contributions de Brian Tucholke, Carmen Gaina, Laurent Gernigon, Dietmar Müller, Alexandra Robert et le GEUS.

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RESUMÉ

Ce fascicule accompagne la Carte Structurale de l’Océan Atlantique qui synthétise les inter-prétations géologiques et les données géophysiques, couvrant plusieurs décennies, compilées à partir des campagnes en mer et des publications qui en ont résulté.

La carte principale, structurale, représente l’océan et les continents qui l’encadrent avec leurs traitsstructurauxsimplifiés.Dansledomaineocéaniquesontreprésentéslesélémentssuivants:

• Âge de la croûte océanique, par époques.• Positions des anomalies magnétiques standard (ou «chrone»), là où elles ont été mesurées ou

interprétées.• Axes d’expansion océanique, actifs et fossiles.• Failles transformantes et zones de fracture.• Reliefs sous-marins «anormaux» et zones de subduction.• Séquencesdesréflecteursocéaniquespentésversl’océan(SDRs).• Épicentre des séismes et profondeurs des foyers.• Points-chauds.• Sites de forages océaniques profonds (DSDP, IPOD, ODP, IODP) où le substratum ou la

croûte transitionnelle ont été atteints.• Épaisseur des sédiments, les isopaques étant dessinées sur la croûte océanique ou sur les

secteurs de croûte continentale amincie.• Zones de déformation crustale océaniqueReprésentation des éléments de géologie continentale liés à l’ouverture de l’océan Atlantique.

La carte structurale est accompagnée d’une Esquisse géodynamique (en encart dans la carte) et d’une Carte physiographique (insérée au centre de ces notes). Ces deux documents annexes montrent la disposition des plaques lithosphériques qui couvrent ou enserrent le domaine atlan-tique, la morphologie de l’ensemble, ainsi que la toponymie d’un certain nombre de structures sous-marines évoquées dans le texte.

CARTOGRAPHIER UN OCÉANRéaliser la carte d’un océan en essayant de synthétiser de la manière la plus appropriée ses caractéristiques principales dans le domaine des sciences de la Terre, n’est pas un exercice aussi facile qu’on pourrait le penser. En voici les raisons:

• La carte ne peut pas être une carte géologique, au sens strict du terme, c.-à.-d. représentant la nature des formations affleurantes (ou sub-affleurantes) comme c’est le cas pour les cartes géologiques régulières levées à terre. Sinon, la plus grande partie des surfaces sous-marines serait représentée par des sédiments plio-quaternaires.

• La carte ne peut pas correspondre, non plus, à une carte tectonique en raison de l’évolution spécifique de la lithosphère océanique dont l’age ne dépasse jamais les quelque 200 Ma.2

• La carte n’est pas la simple cartographie d’un paramètre géophysique (carte de la sismicité, des différentes anomalies gravimétriques, du flux de chaleur,…).

• La carte devrait inclure des éléments de la géologie des terres émergées (continents environnants et îles disséminées au sein de l’océan), alors que ce n’est pas le cas, jusqu’à présent, pour la plupart des cartes consacrées aux océans. En effet, de telles informations sont susceptibles d’apporter un éclairage complémentaire à la compréhension de l’évolution du bassin océanique, comme par exemple la correspondance des boucliers précambriens de part et d’autre du bassin océanique, ou la relation d’une subduction avec l’arc volcanique correspondant.

• Enfin, la carte ne peut pas être le simple empilement des donnés géologiques et géophysiques qui décrivent cet océan. Une sélection raisonnée de ces dernières est indispensable pour éviter qu’une telle accumulation ne compromette un équilibre acceptable entre lisibilité et niveau d’information.

Pour toutes ces raisons, nous avons choisi de dénommer ce type de concept cartographique, “Carte Structurale», un terme qui n’est pas trop connoté sémantiquement. En ce qui concerne la taille de la carte imprimée, l’expérience nous a conduits a adopter un format raisonnable, car de trop grandes dimensions occasionnent de nombreux inconvénients: limitation due à la taille des presses, problèmes de manutention et d’espace pour le stockage et l’affichage mural, nécessité de proposer un prix de vente attractif. C’est pourquoi l’échelle finale d’impression est le 1/20 000 000 (à l’équateur), et correspond à celle de la Carte Structurale de l’Océan Indien. La projection de Mercator utilise l’ellipsoïde WGS-84 généralement adopté par la commodité des sciences océanographiques, comme l’Organisation Hydrogéographique Internationale et la Commission Océanographique Intergouvernementale. En conséquence, les limites nord et sud de la carte ont été fixées à 72°N et 72° S afin d’éviter une trop grande distorsion des régions polaires, tout en préservant des détails intéressants en mer de Norvège-Groenland et dans l’océan Austral/mer de Weddell.

Afin de maintenir la lisibilité de la carte, dans le cadre d’une impression en format A0, la Carte Structurale de l’Océan Atlantique comprend une carte structurale principale, accompagné d’une Esquisse Géodynamique en encart. A l’intérieur de ces Notes explicatives, on trouvera une Carte Physiographique.2 Ma = million d’années

PHYSIOGRAPHIEComme on vient de le dire, il aurait été très difficile d’ajouter sur la carte principale quelque information complémentaire que ce soit, sans en affecter sa perception visuelle. Cela s’applique tout particulièrement au volet physiographique. Les bases de données géophysiques permettent maintenant de produire des images numérisées à haute résolution de la physiographie de toute la surface terrestre, émergée et immergée, en utilisant une représentation du relief combinant couleur et ombrage. Ces procédés de représentation sont dérivés d’ensembles de données altimétriques et bathymétriques et fournissent des images de plus en plus précises et d’une grande qualité esthétique. Pour toutes ces raisons, il a été jugé nécessaire de reporter l’esquisse physiographique dans les présentes “Notes explicatives”, mais réduite au format A3.

CARTE STRUCTURALEINTRODUCTIONL’océan Atlantique résulte de l’éclatement du super-continent Pangée, qui commença à se produire quand ce qui est maintenant l’Amérique du Nord se sépara de l’Afrique pour former au Jurassique moyen et supérieur, l’Atlantique nord-central, extension occidentale de l’océan Téthysien d’orientation sub-latitudinale. S’individualisent ainsi les super-continents Laurasia (Amérique du Nord et Eurasie) et Gondwana (Amérique du Sud, Afrique, Arabie, Inde, Madagascar, Australie, et Antarctique). Une deuxième phase de rupture a lieu lorsque le Gondwana se divise lui-même en plusieurs blocs continentaux. En ce qui concerne l’Atlantique Sud, il s’agit d’abord du rifting entre l’Afrique et l’Antarctique, puis de l’Amérique du Sud se séparant, progressivement, de l’Afrique, du sud vers le nord. Enfin, l’Amérique du Nord et le Groenland se détachent de l’Eurasie pour ouvrir le NW de l’Atlantique et la mer de Norvège. Ainsi, les océans Atlantique et Indien continuent leur expansion, en stoppant l’extension téthysienne, et l’Atlantique va désormais croître suivant un axe subméridien. Ensuite, le mouvement de la plaque Afrique passe d’une direction W à une direction NW, vers l’Europe, tandis que l’Amérique du Sud commence à se déplacer vers le N. L’interaction de ces mouvements avec ceux des plaques Cocos, Nazca, et Caraïbe génère un ensemble de frontière complexe pour la plaque Caraïbe qui affronte la croûte océanique de l’Atlantique Central. À cet endroit, la frontière entre les plaques Amérique du Nord et Amérique du Sud est mal définie et est distribuée le long d’une bande qui fait face à la convexité de l’arc insulaire des Petites Antilles.

ZONES ÉMERGÉESSur cette carte, les zones émergées ont été représentées d’une manière un peu différente de celle qui avait été retenue précédemment pour les cartes CCGM des océans. La géologie a été simplifiée et l’accent a été mis sur les facteurs de premier ordre qui ont été impliqués dans la genèse et l’évolution de l’océan de l’océan Atlantique, ressortissant principalement à une activité magmatique importante (points-chauds, grandes provinces magma- tiques ou LIP en anglais), mais aussi à une fracturation intra-continentale profonde (grabens). C’est la raison pour laquelle la longue chaîne volcanique des Andes, la séquence LIP du Karoo (vers 183 Ma) antérieure au rifting de l’Atlantique Sud, ou les secteurs volcaniques isolés, à l’intérieur des continents, comme le Hoggar ou le Tibesti, n’ont pas été représentés. Ci-après, on trouvera quelques commentaires sur les différents éléments de la légende consacrée aux zones émergées.

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PRÉCAMBRIENL’Archéen et le Protérozoïque qui constituent quelque 4 Ga de l’histoire de la Terre ont été regroupés dans l’unité Précambrien (contours tiré de la 3e édition de la Carte Géologique du Monde, 2010) qui montre l’extension des affleurements des vieilles zones cratoniques. Cependant, certains secteurs des Appalaches, de la péninsule Ibérique et de France, peuvent localement inclure des formations du Néoprotérozoïque-Paléozoïque inférieur indifférencié. Un petit affleurement de Mesoprotérozoïque a été reporté sur l’extrémité sud de l’île Ouest-Falkland.

PROVINCE MAGMATIQUE DE L’ATLANTIQUE CENTRAL (CAMP) À la limite Trias-Jurassique (il y a 200 Ma) se produit un événement majeur lié au rifting de la Pangée conduisant à l’ouverture de la partie centrale de l’Atlantique et probablement à la deuxième plus grande extinction en masse d’organismes vivants. Il s’ensuit un épanchement catastrophique d’énormes volumes de laves basaltiques dans l’est de l’Amérique du Nord, le nord de l’Amérique du Sud, l’Afrique Occidentale, et du sud-ouest de l’Europe et dénommé “Province Magmatique de l’Atlantique Centralˮ (cf. Hames et al, 2003). La crise magmatique aurait produit, d’après les reconstitutions, la plus grande surface de trapps (ou “basaltes de plateauxˮ issus de laves très fluides) connue à ce jour, avec quelque 7 x 106 km² de superficie, et peut-être même plus si l’on prend en compte des couches particulières, de même âge, repérées dans le bâti des marges continentales bordières. Aujourd’hui, il n’en reste que des témoins représentés par des dykes profondément érodés et des sills associés, des affleurements de laves relativement réduits, et des occurrences enfouies pouvant couvrir des surfaces relativement grandes, comme dans le graben de l’Amazone ou dans la région à cheval sur le Maroc, l’Algérie et la Mauritanie. Une image simplifiée de ces indices éparpillés est donné dans la carte, à partir de publications (Chabou et al, 2007; Jourdan et al, 2003; Jourdan et al, 2009; Knight et al., 2004; McHone, 2000; Ragland et al., 1984). Ces témoins s’étendent depuis les cratons d’Amazonie et d’Afrique occidentale dans le Sud, jusqu’à Terre-Neuve et la Bretagne (dyke Kerforne), dans le nord. La ligne en tiretés vert donne une idée approximative de l’extension originelle de cette énorme province magmatique. De petits affleurements de sills doléritiques (“ophitesˮ) dans les Pyrénées sont issus de l’événement CAMP (Rossi et al., 2003) et sont figurés par des points.

RIFTING DU CRÉTACÉ INFÉRIEURAu cours du Crétacé inférieur, une phase de rifting continental est connectée au rifting principal qui a conduit à l’expansion océanique de l’Atlantique Sud. Elle est marqué par une structuration en grabens (naguère appelés “aulacogènesˮ, désignant un rifting pré-océanique avorté) : il s’agit du système de grabens de la Bénoué qui s’étend vers l’Afrique Centrale, et du grand graben conjugué de l’Amazone. Ces derniers sont représentés sur la carte par la ligne isopaque des 3000 m de remplissage sédimentaire (cf. la Carte Tectonique de l’Afrique, 2010; la Carte Tectonique de l’Amérique du Sud, 1978).

TRAPPS DU PARANA-ETENDEKAAu moment de leur formation, il y a environ 133 Ma (Hauterivien), les vastes trapps du Parana (Brésil méridional) ne formaient qu’une seule et même unité “LIPˮ avec ceux que l’on retrouve aujourd’hui en Namibie dans la région d’Etendeka, conséquemment à la phase d’activité paroxysmale (stade panache) du point-chaud de Tristan da Cunha. Jusqu’à il y a peu,

l’importance des restes de trapps en Namibie étaient limités à une zone côtière (cf. La Carte Géologique du Monde, 2010). Mais la découverte, par forage, de basaltes contemporains enfouis dans l’Angola oriental permet d’étendre significativement vers l’est, la superficie initiale de ces trapps (cf. Sub-Kalahari Geological Map, 2001; D. Frizon de Lamotte et F. Guillocheau, pers. comm. 2011).

LIGNE CHAUDE DU CAMEROUNCette ligne volcanique qui s’étend des approches méridionales du lac Tchad jusqu’à la petite île de Pagalu (ex-Annobon) dans le golfe de Guinée, affecte une lithosphère continentale puis océanique, ce qui est inhabituel. De plus, cette “ligne du Camerounˮ montre que les âges des édifices éruptifs ne sont pas en accord avec une migration régulière au cours du temps. Le volcan actif du Mont Cameroun se trouve au milieu de cette ligne. C’est pourquoi ce genre de linéament volcanique, qui ne correspond donc pas à l’image classique d’une trace de point-chaud, a été dénommé “ligne-chaudeˮ. La distribution des âges du volcanisme effusif et des complexes plutoniques associés, s’étend de 70 Ma à l’Actuel (Deruelle et al., 2007). Ces auteurs ont postulé que les manifestations de ce magmatisme sont contrôlées par des décrochements continentaux, obliques par rapport à cette ligne, situés dans le prolongement des zones de fracture actuelles du domaine océanique. Cet alignement cénozoïque est plus ou moins parallèle au système, antérieur, des grabens de la Benoué. En même temps que la ligne du Cameroun sensu stricto, identifiable par une couleur rouge vif, on a reporté un magmatisme probablement parent, comme des cônes de scories quaternaires de la région de Jos, dans le Nigeria central.

VOLCANISME PALÉOGÈNEUn large secteur de volcanisme tholeiitique caractérise une “Province Magmatique Nord-Atlantiqueˮ, lié à l’activité du puissant point-chaud de l’Islande au cours du Paléogène, et qui coïncide avec l’ouverture de la partie nord de l’océan l’Atlantique (au nord de la ZF de Bight). A terre, le volcanisme s’étend depuis une zone relativement restreinte de l’île de Baffin jusqu’à l’Écosse occidentale (p. ex. la Chaussée des Géants en Irlande), et comprenant les trapps du Groenland visibles à la fois sur les côtes est et ouest du Groenland et les îles Féroé.

VOLCANISME NÉOGÈNECette unité cartographique s’applique uniquement aux îles et archipels intra-océaniques (de Jan Mayen au nord jusqu’à Bouvet au sud) qui, à l’exception de l’Islande, n’apparaissent sur la carte que comme des petits points. Cet âge néogène ne correspond qu’aux formations de surface, quel que soit l’âge de leur substratum. L’Islande, d’une superficie de quelque 100 000 km² est traversée par le système d’expansion océanique de l’Atlantique. Ce dispositif, à terre, est plus complexe (cf. la Carte Géologique de l’Arctique, 2011) que celui qui caractérise, en mer, une ride d’accrétion océanique. Cette particularité résulte de l’interaction d’un point-chaud très actif avec le mécanisme d’expansion généré par la seule tectonique des plaques.Ce même mode de représentation est appliqué à la partie émergée de la ligne volcanique actuelle produite par la subduction de la croûte océanique atlantique dans les hiatus ménagés entre les masses continentales d’Amérique du Nord et du Sud, pour les Petites Antilles, et d’Amérique du Sud et d’Antarctique, pour les Sandwich du Sud; ces deux arcs insulaires étant assez similaires pour la forme et la taille, mais dissemblables en ce qui concerne leur évolution géologique.

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POINTS-CHAUDSLes différents types de “points-chaudˮ ont été reportés sur la 3ème édition de la Carte Géologique du Monde (2010). Dans cette carte de l’Atlantique, n’ont été retenus que 4 points-chauds océaniques typiques bien définis, et qui sont part ordre d’importance (actuelle) décroissante du nord au sud : Islande, Açores, Tristan da Cunha et Bouvet. Tous les quatre, centrés sur une île ou sur un archipel, sont situés non loin d’un axe d’expansion océanique active. Celui d’Islande est toujours très productif. Celui de Tristan da Cunha a joué un rôle essentiel dans la genèse de l’Atlantique Sud et l’édification des rides de Walvis et du Rio Grande qui en matérialisent la trace au travers de la croûte océanique. Aux Açores, le point-chaud est encore bien actif et marqué par le bombement thermique qui affecte la ride d’expansion océanique, au carrefour des plaques Amérique du Nord-Eurasie-Afrique.

OROGÈNES “ALPINS”L’évolution de l’Atlantique est contemporaine de la genèse et de l’évolution des chaînes “alpinesˮ, prises dans leur sens le plus large. C’est pourquoi leur emplacement a été signalé sur la carte par un symbole spécifique qui en marque approximativement leurs limites. Dans le cadre de la Carte, sont concernées : péninsule Antarctique, Andes, Alpes-Jura, Pyrénées, Bétique et Maghrébides.

ZONES SOUS-MARINES

ANOMALIES MAGNÉTIQUES ET ÂGE DE LA CROÛTE OCÉANIQUELorsque les laves qui remontent à l’axe d’expansion des dorsales médio-océaniques (abréviation anglaise : MOR) refroidissent, elle fossilisent le vecteur (normal ou inverse) et l’intensité du champ magnétique terrestre de l’époque pour engendrer des anomalies linéaires et (généralement) identifiables. Et comme ces laves sont accrétées au plancher océanique qui court le long de l’axe d’expansion océanique – l’élément majeur de la structure d’un océan – elles peuvent être datées en utilisant une échelle chronologique de la séquence des inversions du champ géomagnétique. Cela a pu être obtenu grâce à la corrélation des anomalies des âges du socle océanique (généralement obtenu grâce aux sédiments immédiatement sus-jacents) avec les forages océaniques profonds. En utilisant l’identification des anomalies magnétiques, il est alors possible de cartographier les âges de la croûte océanique et d’en mesurer l’évolution des taux d’expansion d’un océan. Les croûtes, qu’elles soient d’âge inconnu, encore controversé, ou de type non résolu (océanique ?, continental étiré ?) sont représentées en gris sombre pour les différencier soit de celles qui ont bien été identifiées, soit d’une croûte de nature continentale amincie, en gris moyen.Ce sont les âges chronostratigraphiques (“époquesˮ), reprenant principalement les couleurs géologiques RGB de la Commission Internationale de Stratigraphie (ICS) qui ont étés représentées ici, et non pas les âges géomagnétiques (ou “chronesˮ), correspondant à la chronologie des inversions géomagnétiques utilisées par les géophysiciens. Ce choix a été fait afin d’être en cohérence avec l’échelle des événements géologiques (p. ex., la limite K/T). Ces âges géologiques de la croûte océanique ont été obtenus par interpolation des données numérisées des anomalies magnétiques de Müller et al. (1997). Toutefois, nous avons tenu à reporter la localisation exacte des principaux points de mesure (“pickˮ) utilisés pour le calcul des âges chronostratigraphiques avec, en plus, des picks plus récents qui autorisent une cartographie plus précise de l’expansion

océanique dans certaines zones. En légende, est fourni un tableau donnant la liste de chaque anomalie standard et de son âge, en suivant l’échelle temporelle géomagnétique de Cande & Kent (1995) pour les chrones C1o (0,78 Ma) à C33o (79,08 Ma), et celle de Gradstein et al. (1994) pour C34 (83,0 Ma). Ces points sont figurés par un petit cercle évidé rempli par d’une couleur spécifique à chaque magnétochrone. Comme il n’existe pas une série unique de données pour les chrones pour l’ensemble de la carte, ces anomalies sont réparties en trois sections : 1. Au nord de la zone de fracture Terre-Neuve – Açores –

Gibraltar, d’après Gaina et al. (2002) et Müller et al. (1997), avec les anomalies 13y à 34y dans le bassin de Terre-Neuve et la plaine abyssale ibérique. L’anomalie C20 est représentée par C20o et C20y, respectivement au nord et au sud de cette fracture. Les anomalies M0 et M3 sont également reportées dans la partie nord, d’après Tucholke et al. (2007), Miles et al. (1996) et Russel et Whitmarsh (2003).

2. Entre la zone de fracture Terre-Neuve – Açores – Gibraltar et la Fifteen-Twenty FZ, d’après Müller et al. (1977) et (1999).

3. Au sud de la Fifteen-Twenty FZ, d’après Müller et al. (1997).

ÉLÉMENTS STRUCTURAUXLes éléments structuraux suivants ont été représentés: axes d’accrétion océanique (rides médio-océaniques, ou encore dorsales d’expansion), avec indication du taux global d’expansion actuel en cm/an; axes d’expansion fossiles dans la baie de Baffin, la mer du Labrador, la mer de Norvège, le golfe de Gascogne, la mer du Scotia et l’océan Austral. Les principales failles transformantes et les zones de fracture qui les prolongent ont été cartographiées d’après les données gravimétriques satellitaires et la littérature afférente. L’extension des zones de fracture peut être déduite du décalage qui apparaît entre certaines séquences de «picks».

“PLATEAUX OCÉANIQUESˮ, RELIEFS SOUS-MARINS“ANORMAUXˮLes reliefs correspondent à un soubassement volcanique anormal (monts sous-marins, rides «asismiques»/traces de points-chauds, «plateaux océaniques», ou structures de nature incertaine ou controversée, et une sélection significative de structures enfouies du substratum ont été cartographiés dans une teinte jaune pâle. Parmi ces reliefs on pourra noter la ride de l’Anomalie J3 au sud des Grands Bancs (de Terre-Neuve), les rides conjuguées de Groenland-Islande et des Féroé, le point-triple des Açores, et les rides de Walvis et du Rio Grande.

ZONES DE SUBDUCTIONIl existe deux zones de subduction dans l’océan Atlantique (en y incluant son extension dans l’“ocean Australˮ) et qui font face aux arcs insulaires actifs des Petites Antilles et des Sandwich du Sud. En plongeant sous la lithosphère de ces arcs, la croûte océanique, relativement froide, des plaques Amérique du Nord et/ou Amérique du Sud est progressivement réchauffée au fur et à mesure qu’elle progresse dans le manteau asthénosphérique plastique et plus chaud. Elle se déshydrate et provoque la fusion partielle du manteau sus-jacent qui produit le magma qui édifie les appareils volcaniques de l’arc. La zone de subduction, là où les deux lithosphères entrent en contact, est représentée par une ligne rouge avec triangles pleins de la même couleur. Au front de l’arc des Petites Antilles, un puissant influx terrigène

3 La «ride de l’Anomalie J» se trouve sous l’anomalie magnétique «J», à la terminaison «jeune» (M-4 à M-0, Barrémien) de la séquence «M» des anomalies magnétiques qui va du mi-temps du Jurassique au milieu du Crétacé inférieur (cf. Tucholke & Ludwig, 1982).

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en provenance du sud (de l’Amazone et de l’Orénoque) a édifié un énorme prisme d’accrétion sédimentaire qui atteint une épaisseur de quelque 20 km à l’endroit où émerge l’île de La Barbade (Casey Moore, 2000). L’extension distale de ce prisme diminue en allant vers le nord et est en partie contrôlée par le barrage constitué par les rides de Tiburon, puis de Barracuda, en cours de subduction, légèrement obliques par rapport au vecteur de convergence. Le front actif de ce prisme sédimentaire est figuré par le même symbole que celui, plus général, des fronts de chevauchement (ligne fine avec petits triangles pleins, en rouge). Les vecteurs de subduction ont été reportés avec leur azimut et le taux de convergence.Au nord de l’arc Caraïbe (de forme en U ouvert vers l’ouest et qui court de Cuba aux îles Bonaire-Curaçao-Aruba, en passant par les Petites Antilles), la convergence qui affecte sa partie médiane, se transforme en un système complexe de failles décrochantes (voire transpressive) dont la fosse de Porto-Rico en est le trait marquant. Au sud, cette convergence se traduit en un ensemble encore plus complexe de grands accidents de décrochement global dextre qui affecte essentiellement le bâti continental du coin NW de l’Amérique du Sud, pour former la terminaison septentrionale des Andes.L’arc du Scotia4 a une forme et une taille très similaires à celle des Petites Antilles, et il se transforme, au nord, en décrochement sénestre longeant le plateau des Falkland pour se raccorder à la partie occidentale du détroit de Magellan. Il n’est pas doté, en face de l’arc insulaire des Sandwich du Sud5, d’un prisme d’accrétion sédimentaire.

FORAGES OCÉANIQUES PROFONDSLes sites de forages océaniques profonds réalisés par les regroupements scientifiques internationaux DSDP (IPOD), ODP, IODF n’ont été indiqués par des étoiles noires (avec numéro d’identification) qu’aux endroits où les sondages ont atteint le substratum basaltique ou une croûte continentale amincie en contrebas de la pente continentale. Ces forages sont importants parce que le basalte échantillonné peut être daté par les techniques radiométriques et aussi grâce à la microfaune des sédiments qui le recouvrent. Dans ce dernier cas, l’âge de la croûte océanique ne peut être qu’antérieur à celui du sédiment. Comme on l’a dit plus haut, cet échantillonnage permet de contrôler l’âge de la croûte océanique et de calibrer l’échelle des âges des séquences d’inversion des anomalies magnétiques. Toutefois, Sibuet et al. (2007) ont montré que la serpentinisation des péridotites peut, en certains endroits, conduire à la formation de grains magnétiques responsables d’anomalies magnétiques semblables à celles d’une croûte océanique typique.

ÉPAISSEUR DES SÉDIMENTSLes compilations des épaisseurs sédimentaires, principalement à partir des données de sismique-réflexion peuvent être rares, disparates, ou trop générales. Cependant, l’océan Atlantique est couvert par la grille mondiale des épaisseurs sédimentaires du NGDC6, qui a servi pour construire les isopaques (lignes d’égale épaisseur) représentées par des lignes en petits tiretés noirs, couplées à une surimpression de gris tramé d’intensité croissante de 1km à 15km. La sédimentation la plus forte se trouve le

4 Le toponyme «Scotia» qui s’applique à une mer et à une plaque lithosphé- rique, vient de la «Scottish National Antarctic Expedition» menée par W.S. Bruce en 1902-1904, à bord du navire «Scotia», un deux-mats à voiles carrées, d’où le genre masculin affecté au terme «Scotia».5 Naguère, appelées aussi, par analogie de forme et de contexte géographique, «Petites Antilles Australes».6 National Geophysical Data Center, de la NOAA (Boulder, Colorado)

long des marges continentales; les éventails sédimentaires les plus épais sont situés en face du débouché des grands deltas et estuaires, comme ceux du St Laurent, de l’Amazone et du Congo.L’île de la Barbade est la partie émergée du très puissant prisme d’accrétion sédimentaire, accumulé par la subduction de la croûte atlantique (plaques Amérique du Nord et du Sud) sous l’arc des Petites Antilles (plaque Caraïbe). Ici, la partie supérieure des sédiments couvrant la plaque plongeante ont été “écrémésˮ par la subduction, échappant ainsi à leur absorption dans le manteau terrestre, et se sont empilés en écailles contre l’arc, formant des structures sédimentaires complexes et des zones de cisaillement d’où peuvent s’échapper des hydrates de méthane.

ZONE DE DÉFORMATION DE LA CROÛTE OCÉANIQUE(cf. Carte «La tectonique des plaques depuis l’espace», 2006)

Le secteur compris entre les Petites Antilles et l’axe de la dorsale d’expansion océanique qui lui fait face, fait l’objet de déformations causées par des forces adjacentes de compression, à l’ouest, et de tension, à l’est. C’est dans ce secteur que se situe la frontière, mal définie, entre les plaques Amérique du Nord et Amérique du Sud. Les contraintes de compression sont à l’origine des rides de Tiburon et de Barracuda. Une autre zone où s’exerce ce type de déformation s’étend des Açores à Gibraltar et correspond à la limite diffuse entre les plaques Eurasie et Afrique. Cette zone est le reflet de la tectonique complexe qui caractérise la marge sud-ouest de la plaque Eurasie. Ces zones de déformation sont associées à une sismicité diffuse. Sur la carte, elles sont signalées par un tramé particulier, en surimpression grise.Une autre zone de déformation traverse le plateau océanique du Rio Grande, au large du Brésil, considéré comme une trace de point-chaud; elle peut ne pas représenter le même type de structure que celles décrites précédemment qui, elles, n’affectent qu’une croûte océanique simple.

MARGES CONTINENTALESLes représentations utilisées dans cette carte pour distinguer le plateau continental et la pente continentale de la croûte océanique ne doivent pas être confondues avec le terme légal de “plateau continental étenduˮ employé par la Convention des Nations Unies sur le Droit de la Mer (UNCLOS). Cette dernière dénomination est un concept politique élaboré en appliquant des paramètres considérés par l’article 76 de l’UNCLOS, et qui font appel à des facteurs morphologiques et géologiques dans des contextes spécifiques qui ne sont pas utilisés ici.La marge continentale constitue la partie du continent qui est située sous le niveau de la mer. Elle comprend le plateau continental (plus ou moins arbitrairement limité par l’isobathe 200 m), la pente continentale et le glacis continental qui est en contact avec la croûte océanique vers une profondeur moyenne de 3000 m. Dans cette carte, la pente continentale n’inclut pas toujours la totalité de ses attributs morphologiques sensu stricto, mais est une représentation de l’espace qui relie le rebord du plateau continental aux grandes profondeurs ou aux bancs extérieurs. Eventails sédimentaires et glacis continentaux ne sont pas pris en compte comme éléments de la pente, lorsqu’ils pourraient obscurcir les contours des épaisseurs sédimentaires. La limite continent-océan peut aussi se trouver sous la partie basse de la pente ou sous le glacis.Le plateau ou plate-forme (<200 m) est représenté en blanc, généralement sans plus d’information. La pente est en gris/bleu clair et peut contenir certaines informations structurales propres

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aux structures océaniques adjacentes ou au rifting initial. Elle concerne aussi les points plus profonds de la plate-forme pour bien faire ressortir les chenaux qui la découpent (chenal du St Laurent). La partie sous-marine des arcs insulaires a été traitée comme une pente continentale. En outre, dans cette carte, la particularité constituée par la “croûte continentale amincieˮ a été cartographiée lorsqu’il était possible de montrer la relation entre une croûte continentale amincie pendant la phase de rifting et la croûte océanique “vraieˮ engendrée lorsque le processus d’expansion était bien engagé, comme c’est le cas devant les marges conjuguées d’Ibérie et de Terre-Neuve. Il en est de même à proximité des petits blocs continentaux qui se sont individualisés lors de l’évolution géodynamique “hésitanteˮ de l’océan (banc de Rockall, Jan Mayen, Grands Bancs de Terre-Neuve). La croûte continentale amincie est représentée comme une pente continentale, mais avec, en surimpression, les grisés d’épaisseur des sédiments.Les zones où ont été reportées les séquences de réflecteurs pentés vers l’océan (anglais: Seaward Dipping Reflectors séquences ou SDRs) ont été aussi compilées à partir de différentes sources. Elles sont indiquées par une teinte rose pâle et cartographiées seulement lorsqu’elles existent au-delà du rebord continental.

CROÛTE TRANSITIONNELLEParticulièrement, dans le bassin de Terre-Neuve et dans la plaine abyssale d’Ibérie, on trouve une région avec une croûte transitionnelle développée, représentée en vert foncé. Ce sont des secteurs où le manteau lithosphérique subcontinental a été exhumé, vers la limite Aptien-Albien, entre une croûte continentale franche et une croûte océanique normale (Tucholke et al., 2007; Sibuet et al., 2007). Ces zones ont une largeur de 150-180 km et incluent les séries M des anomalies magnétiques qui, sur la carte, correspondent à CM0 et CM3.

RIDES D’EXPANSION OCÉANIQUELe centre d’expansion de l’océan Atlantique – généralement dénommé Ride Médio-Atlantique (RMA; MAR, en anglais) – a reçu, localement, des appellations particulières : ride de Reykjanes, entre la ZF Charlie-Gibbs et l’Islande; ride de Kolbeinsey, du nord de l’Islande à la ZF de Jan Mayen; et ride de Mohns, encore plus au nord. Ce grand axe constitue la frontière entre les plaques Amérique du Nord et Eurasie/Afrique, puis, plus au sud, entre les plaques Amérique du Sud et Afrique. Dans le sud de l’Atlantique Sud, la RMA bifurque au point triple de Bouvet et marque la limite avec la plaque Antarctique, avec la ride Sud-Ouest Indienne, à l’est, et la ride Amérique-Antarctique, à l’ouest. Ces limites de plaques ont été créées au fil de l’évolution des phases d’expansion au cours des ères Mésozoïque et Cénozoïque, à des taux de divergence variés qui commandent la largeur des bandes coloriées situées de part et d’autre de l’axe d’accrétion. Ces dernières représentent la surface de croûte océanique engendrée au cours de l’unité chrono-stratigraphique (“époqueˮ) figurant dans le tableau de la légende des zones sous-marines (p. ex. Crétacé inférieur), depuis la “périodeˮ Jurassique. La double-flèche fine et noire qui chevauche l’axe d’expansion donne la valeur du taux global d’expansion.

GRANDS TRAITS DE L’OUVERTURE DE L’OCÉAN ATLANTIQUE ET DES BASSINS OCÉANIQUES ADJACENTSUne des conséquences de l’éclatement de la Pangée a été la formation de l’océan Atlantique, par rifting, au cours du

Jurassique moyen à supérieur, séparant le Gondwana (Amérique du Sud, Afrique et autres masses continentales méridionales) de la Laurasie (Amérique du Nord et Eurasie). L’expansion est bien établie avec CM21 (Tithonien), lorsque les fonds océaniques proto-caraïbes naissants commencent à séparer l’Amérique du Nord de l’Amérique du Sud.Antérieurement, un rifting d’orientation générale est-ouest s’était produit vers 190 Ma (milieu du Jurassique inférieur), entre l’Afrique et l’Antarctique. Cet événement, à l’origine du magmatisme Karoo, s’étend le long de la marge de l’est de l’Afrique à CM22 (152 Ma, limite Kimmeridgien-Tithonien). Au même moment, l’expansion initiale de la mer de Weddell au Jurassique supérieur fait suite à l’initialisation d’un bassin entre l’Amérique du Sud et l’Afrique méridionale qui avait commencé au Trias supérieur et s’était poursuivie par un rifting durant quelque 20 Ma.Pendant le Crétacé supérieur, l’expansion océanique continue en mer de Weddell et aboutit à la séparation du Plateau des Falkland et de l’Antarctique à CM12 (ca 135 Ma, Valanginien). Une expansion nord-sud est maintenant bien engagée dans le bassin du Mozambique et achève la séparation complète de l’Afrique et de l’Antarctique. Le bassin de Georgie (du Sud), situé à l’est du banc Maurice Ewing, semble s’être formé un peu avant l’initiation de l’Atlantique Sud.L’Atlantique Sud est maintenant ouvert et son élargissement se poursuit jusqu’à nos jours, avec CM0 reconnu sur ses deux marges conjuguées. Le plateau des Falkland s’éloigne alors de la partie sud de l’Afrique, permettant une connexion des eaux profondes entre les océans Atlantique et Indien.Du Crétacé supérieur au Paléogène supérieur, les trois fragments majeurs du Gondwana continuent de s’éloigner les uns des autres à partir d’une série de segments d’axes d’expansion. Plusieurs réajustements majeurs de plaques interviennent le long des marges du Pacifique sud-oriental et conduisent à la formation de la mer du Scotia, le plateau des Falkland se séparant de la péninsule Antarctique. Tout au long du Crétacé, les marges occidentales de l’Antarctique et de l’Amérique du Sud sont bordées par une zone de subduction. La poursuite de l’éloignement des blocs continentaux de cette région les uns par rapports aux autres, détermine la configuration actuelle des passages sous-marins pour les eaux profondes.Une réorganisation géodynamique au Miocène inférieur aboutit à l’extinction des centres d’expansion de la mer du Scotia. Il s’ensuit la formation de la ride Nord Scotia (qui porte le bloc Georgie du Sud) et sa translation vers l’est.Considérons maintenant l’Atlantique Nord. Après les phases de rifting, tandis que l’Afrique continue, dans le sud, de se séparer de l’Amérique du Sud, à CM11 (ca 133 Ma, limite Valanginien/Hauterivien), l’Ibérie, déjà pleinement déconnectée de l’Afrique, se décolle de l’Eurasie lorsque s’ouvre le golfe de Gascogne.Ensuite, le rifting se met en place entre l’Amérique du Nord et l’Eurasie (entre Gibraltar et le secteur de Rockall) et l’expansion océanique a dû démarrer dans la plaine abyssale du Tage à CM3 (ca 124 Ma, base de l’Aptien), semble-t-il la plus ancienne anomalie dans ce secteur. Puis l’exhumation du manteau se développe dans le bassin de Terre-Neuve et sur la marge Ibérique; les rides de l’Anomalie J et de Torre-Madeira se forment et une expansion océanique normale reprend et migre vers le nord pour former de la croûte océanique à C34 (84 Ma, limite Santonien-Campanien), et plus tard en mer du Labrador.La mer du Labrador s’ouvre au plus tard à C30, bien qu’un “pickˮ C32 (ca 72 Ma, Maastrichtien) ait été reporté sur une

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croûte d’âge inconnu. Puis, l’océanisation se propage plus au nord, au Paléocène, avec l’ouverture de la mer de Baffin. Ensuite, l’expansion se propage à l’ouest de Rockall à C24 (ca 52 Ma, Eocène inf.) et disjoint le Groenland de l’Eurasie, cesse ensuite dans le baie de Baffin, puis dans la mer du Labrador, entre C20 et C13 (45-33 Ma, Eocène moyen à Oligocène basal), ne laissant subsister qu’une faille en décrochement dans le détroit de Davis. Le nouvel axe d’expansion entre le Groenland et l’Eurasie (secteur de Rockall-mer de Norvège) se forme d’abord le long des proto-rides de Reykjanes et de Mohns, puis à C13, le long de la ride fossile d’Aegir. Cette dernière est abandonnée à C7 (ca 26 Ma, Oligocène sup.) quand le bloc continental de Jan Mayen se sépare du Groenland et que l’axe d’expansion “sauteˮ en Islande. Á cette époque, l’Ibérie migre en direction du nord et ferme partiellement le golfe de Gascogne et s’agrège à la géodynamiquee l’Eurasie.La RMA est décalée par des failles transformantes/zones de fracture d’importance variable. Leur existence est une réponse au mouvement des plaques tectoniques sur une Terre sphérique. Elles jouent aussi un rôle climatique et environnemental important dans la circulation des courants abyssaux parce qu’elles forment des brèches à travers les rides d’expansion océanique qui, sinon, peuvent faire barrage à la circulation des eaux profondes froides, et riches en nutriments.

MERS MARGINALESL’océan Atlantique est connecté à trois mers marginales. Dans les limites de cette carte, deux n’apparaissent que partiellement (Méditerranée et mer des Caraïbes) et une seule dans sa totalité (mer du Scotia). Les deux premières ont connu une histoire géodynamique très complexe en comparaison de celle de la mer du Scotia, et leur carte structurale est soit publiée (Méditerranée, juin 2012), soit en cours d’élaboration (Caraïbe). C’est la raison pour laquelle leur cartographie a été très simplifiée. Le soubassement de la mer de Caraïbes est majoritairement constitué de croûtes océaniques complexes et a été représenté par un semis de pointillés gris sur fond blanc.

SISMICITÉLa sismicité est un paramètre géophysique important pour la connaissance de la géodynamique régionale actuelle. Elle souligne les limites des plaques lithosphériques (axes d’expansion, failles transformantes et zones de subductions), ainsi que le rifting intra-continental actif. Les épicentres des séismes, à terre comme en mer, sont symbolisés par des losanges évidés. Pour ne pas surcharger la carte et en conserver la lisibilité, l’intervalle de temps pris en compte couvre la période 1973-2006, et la magnitude des séismes n’a été subdivisée qu’en 4 catégories différenciées par une taille croissante du symbole : 5.0-5.9; 6.0-6.9; 7.0-7.9; 8.0 et au-delà. Les 4 catégories de profondeur des foyers sont distinguées par la couleur du symbole : 0-35 km; 36-70 km; 71-300 km; 301-700 km.Comme on l’a déjà dit, ces séismes ne sont pas distribués au hasard mais soulignent assez précisément les limites de plaques et les failles actives. Sur la RMA, la sismicité est due aux tensions exercées par l’injection du magma à l’axe de la dorsale d’accrétion océanique. Sur les failles transformantes, la contrainte cisaillante est causée par les déplacements opposés des deux blocs situés de part et d’autre de la faille. Ces deux types de séismes sont généralement peu profonds et de faible magnitude. Il y a une concentration de séismes sur toute la longueur et la largeur de l’arc des Petites Antilles, seul endroit de l’Atlantique

Nord où s’exerce une subduction active, frontière de plaque caractérisée par le plongement de la croûte océanique des deux plaques Amériques sous la plaque Caraïbe. Le frottement s’exerçant à l’interface pentée entre la lithosphère plongeante et la plaque supérieure (et le coin asthénosphérique interposé) produit des contraintes qui en se relaxant, provoquent des séismes dont l’ensemble dessine un plan incliné que l’on appelle “zone de Wadati-Benioffˮ, le long de laquelle on trouve toute une gamme de magnitudes et de profondeurs des foyers. Il en est de même pour la sismicité de l’arc insulaire des Sandwich du Sud, où la croûte océanique de la plaque Amérique du Sud s’enfonce sous la croûte de la micro-plaque du même nom que celui de l’arc, cette dernière n’étant qu’un “bourgeonˮ oriental de la plaque du Scotia.D’autres séismes sont associés aux zones de déformation crustale océanique (à l’ouest du détroit de Gibraltar et à l’est des Petites Antilles) liées à des réajustements des limites de plaques. Sur le bombement thermique du point triple de l’archipel volcanique des Açores, on note également une certaine activité sismique en dehors de l’axe de la dorsale océanique.

ESQUISSE GÉODYNAMIQUEL’esquisse géodynamique insérée en encart de la carte principale, donne une aperçu de la configuration actuelle des plaques lithosphériques depuis les mers du Groenland et de Norvège jusqu’à l’océan Austral. Les plaques présentes sur ce schéma sont en nombre de dix :− les grandes plaques : Amérique du Nord, Amérique du Sud,

Antarctique, Afrique, Eurasie;− les plaques de taille moyenne à petite : Caraïbe, Cocos,

Nazca (les deux dernières n’étant que très partiellement représentées), Scotia;

− les microplaques : Sandwich du Sud, Shetland du Sud.Les éléments physiographiques majeurs (dont les zones de fracture) sont inclus avec leur toponymie. Il en est de même avec les plateaux océaniques et les chaînes de monts sous-marins. A chaque plaque est attribuée une couleur différente et l’on y a distingué au sein de chacune l’extension respective des croûtes continentale et océanique. Les microcontinents (p. ex. celui de Jan Mayen, à l’extrême nord de la carte), les grands bancs externes et la croûte continentale amincie ne sont pas différenciés du reste de la croûte continentale.

P.R. Miles & Ph. Bouysse, CCGM, Paris

Juin 2012

Remerciements :G.M. Elliott, Imperial College, London.J-C. Sibuet, Ifremer, Brest.

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DOCUMENTS CONSULTED IN PREPARATION OF THE MAPSDOCUMENTS CONSULTÉS POUR LA PRÉPARATION DE LA CARTE

Maps / Cartes

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