anomalies magnetiques et datation des fonds oceaniques
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Magn<strong>et</strong>ic anomaly (nT)Depth (km)4002000-200-4000123456789101311 8 5C 3A 560 200 400 600 800 1000 1200Distance (km)Fig. 3: Exemple d'identification d'une longue séquenced'<strong>anomalies</strong> magnétiques par comparaison <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong>observées (haut) <strong>et</strong> d'un modèle d'<strong>anomalies</strong> synthétiques calculédans les conditions de l'expérience connues ou estimées (bas). Leprofil choisi a été navigué de manière à suivre au mieux lesvariations de direction d'expansion, dans une région affectée denombreuses zones de fracture (Patriat, communicationpersonnelle; Dyment, 1991)convergence de l’algorithme. Le choix <strong>des</strong> paramètres dece filtre est crucial pour l’obtention d’un résultatexploitable, <strong>et</strong> rend longue <strong>et</strong> fastidieuse l’utilisation dec<strong>et</strong>te méthode pour la simple reconnaissance de formesrequise par l’identification <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> magnétiques. Aces techniques inverses est généralement préférée uneméthode de modélisation directe, dans laquelle on compareles <strong>anomalies</strong> observées à <strong>des</strong> modèles d’<strong>anomalies</strong>magnétiques synthétiques calculés dans les conditions del’expérience connues (direction du vecteur champgéomagnétique, profondeur moyenne du fond ouéventuellement profil bathymétrique) ou estimées (directiondu vecteur aimantation, épaisseur du niveau aimanté,intensité de l’aimantation) <strong>et</strong> en faisant varier le tauxd’expansion <strong>et</strong> la séquence de l’échelle <strong>des</strong> inversionsgéomagnétiques considérés (Figure 3). De c<strong>et</strong>te manière, ilest possible d’identifier de manière plus ou moins certaineles <strong>anomalies</strong> magnétiques observées, de repérer géographiquementla position <strong>des</strong> transitions de polarité <strong>et</strong> deles dater au moyen d’une échelle temporelle <strong>des</strong> inversion(e.g., LaBrecque <strong>et</strong> al., 1977; Lowrie <strong>et</strong> Alvarez, 1981;Berggren <strong>et</strong> al., 1985; Kent <strong>et</strong> Gradstein, 1985; Cande <strong>et</strong>Kent, 1992a <strong>et</strong> 1995; Channel <strong>et</strong> al., 1995). L’applicationde c<strong>et</strong>te méthode sur l’ensemble <strong>des</strong> profils magnétiquesdisponibles dans une même région perm<strong>et</strong>, en associant lespoints de même âge, de définir <strong>des</strong> isochrones del’expansion océanique qui perm<strong>et</strong>tront ultérieurement <strong>des</strong>reconstructions paléogéographiques. Ces reconstructions,Axis3A5Observed <strong>anomalies</strong>5C 6 8 1113Synth<strong>et</strong>ic <strong>anomalies</strong>Real bathym<strong>et</strong>ryBlock modelqui consistent à trouver les paramètres (pôle <strong>et</strong> angle) de larotation perm<strong>et</strong>tant de ramener chaque isochrone sur l’isochronedu même âge dans le bassin conjugué, perm<strong>et</strong>tent devalider la géométrie <strong>des</strong> isochrones en en confirmant lacohérence entre bassins conjugués.Certaines régions océaniques n’ont cependant pas puêtre datées de manière satisfaisante pour diverses raisonsd’ordre méthodologique, géomagnétique, paléomagnétiqueou géologique. Ces raisons sont examinées <strong>et</strong> <strong>des</strong> solutionssont proposées dans les parties suivantes.Un problème méthodologique: les linéationssubméridiennes en zone équatorialeUne structure aimantée bi-dimensionnelle d'orientationsubméridienne ne génère pas d'anomalie magnétique dansles régions voisines de l'Equateur magnétique. C<strong>et</strong>tedifficulté bien connue est avérée dans la partie équatoriale<strong>des</strong> océans Pacifique <strong>et</strong> Atlantique (Figure 2), même si <strong>des</strong>contrastes d’aimantation significatifs sont mis en évidencede manière indirecte –comme par exemple au niveau <strong>des</strong>zones transformantes où la géométrie bi-dimensionnellen’existe plus (e.g., Sichler & Hékinian, 2002). C<strong>et</strong>telimitation méthodologique tient à la nature de l'anomaliemagnétique mesurée. L'anomalie magnétique scalairereprésente la différence de l'intensité du vecteur champmagnétique total mesuré (i.e. vecteur champ magnétiqueprincipal plus vecteur anomalie) <strong>et</strong> l'intensité du vecteurchamp principal, calculé à l'aide <strong>des</strong> modèles IGRF (e.g.Mandea <strong>et</strong> al., 2001). Comme le vecteur anomalie est p<strong>et</strong>itdevant le vecteur champ principal, cela revient à calculer laprojection du vecteur anomalie selon la direction du champprincipal. La difficulté remarquée pour les linéationssubméridiennes proches de l'Equateur magnétique existe enfait dans tous les cas pour lesquels le vecteur anomalie estperpendiculaire au vecteur champ principal. Une solutionconsiste à ne plus se limiter à la mesure d'<strong>anomalies</strong>scalaires mais à s'intéresser à celle d'<strong>anomalies</strong> vectorielles.Il s'agit alors d'effectuer <strong>des</strong> enregistrements <strong>des</strong> troiscomposantes du champ total, auxquelles on r<strong>et</strong>ranche lestrois composantes du champ principal, calculées denouveau à l'aide <strong>des</strong> modèles IGRF, pour disposer in fine<strong>des</strong> trois composantes du vecteur anomalie magnétique.D'un point de vue pratique, les mesures magnétiquesmarines sont généralement réalisées à l'aide d'unmagnétomètre tracté derrière le navire, ceci pours'affranchir <strong>des</strong> eff<strong>et</strong>s magnétiques du navire. Un telcapteur ne peut être aisément orienté, ce qui a justifié larestriction à <strong>des</strong> mesures d'intensité. Le "magnétomètre àproton" classique, développé durant la seconde guerremondiale, <strong>et</strong> actuellement le magnétomètre à eff<strong>et</strong>Overhauser, plus précis <strong>et</strong> consommant moins d'énergie,s'acquittent parfaitement de c<strong>et</strong>te tâche. L'utilisation demagnétomètres vectoriels de bord a été développée par lesgéophysiciens japonais à partir <strong>des</strong> années 1980 (Isezaki,1986a; Seama <strong>et</strong> al., 1993; Korenaga, 1995). Il s'agitsimplement de trois magnétomètres à vanne de flux montésorthogonalement les uns par rapport aux autres <strong>et</strong> fixés surla mâture du navire. C<strong>et</strong>te technique rencontre deuxdifficultés, à savoir la correction <strong>des</strong> eff<strong>et</strong>s magnétiques du
North Component East Component Down Component19˚S19˚S19˚S20˚S20˚S20˚S65˚E66˚E65˚E66˚E65˚E66˚EAnomaly from vector dataAnomaly from scalar data andinterpr<strong>et</strong>ation200 nT19˚S19˚S20˚S20˚S65˚E66˚E65˚E66˚EDirection of magn<strong>et</strong>ic lineationsBathym<strong>et</strong>ry2.581.951.770.78and isochrons0.781.071.771.9519˚S19˚S2.583.043.584.185.235.894.183.583.333.042.581.951.771.070.7820˚S20˚S3.33 3.046.567.430.781.071.771.958.072.5865˚E66˚E65˚E 66˚E 67˚EFig. 4: Exemple d'<strong>anomalies</strong> magnétiques vectorielles mesurées par un magnétomètre de bord à l'axe de la dorsale centrale indienne lorsde la campagne Magofond 2 du N.O. Marion Dufresne (Dyment <strong>et</strong> al., 1999), avec (haut): composantes de l'anomalie vectorielle suivantle Nord, l'Est <strong>et</strong> le bas; (milieu): anomalie scalaire recalculée à partir <strong>des</strong> trois composantes de l'anomalie vectorielle (à gauche) <strong>et</strong>mesurées par le magnétomètre scalaire tracté, avec interprétation <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> (à droite); (bas): orientation <strong>des</strong> structuresbidimensionnelles aimantées déduite <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> magnétiques vectorielles (à gauche), levé bathymétrique multifaisceaux <strong>et</strong> isochronesdéduites de l'interprétation <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> magnétiques scalaires (à droite). Le bon accord <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> scalaires obtenues par les deuxmagnétomètres d'une part, de la bathymétrie <strong>et</strong> <strong>des</strong> isochrones observées avec l'orientations <strong>des</strong> structures aimantées déduites <strong>des</strong><strong>anomalies</strong> vectorielles d'autre part, soulignent l'intérêt du magnétomètre vectoriel de bord dans les régions où l'anomalie scalaire ou labathymétrie ne sont pas aisément accessibles (sédiments abondants, zones équatoriales, …)navire <strong>et</strong> la transcription <strong>des</strong> composantes du vecteur
champ mesuré d'un repère lié au navire à un repèregéographique. Les paramètres d'aimantation rémanente <strong>et</strong>induite du navire sont estimés grâce à la réalisation deplusieurs "figures huit" au cours de la campagneocéanographique. Ces "figures huit" fournissent la réponsemagnétique du navire selon toutes les orientations possiblesen cap <strong>et</strong> plusieurs valeurs de gîte du navire en <strong>des</strong> lieux oùl'anomalie d'origine crustale peut être considérée commeconstante. Effectuées sous différentes inclinaisons duchamp géomagnétique, elles perm<strong>et</strong>tent d'estimer parméthode <strong>des</strong> moindres carrés le vecteur anomaliemagnétique généré par l'aimantation rémanente du navire <strong>et</strong>un tenseur dont le produit avec le vecteur champgéomagnétique principal donnera le vecteur anomaliemagnétique généré par l'aimantation induite du navire.Pour que les trois composantes du champ mesurées dans leréférentiel local du navire puissent être transcrites dans lerepère géographique, il est nécessaire de disposer d'unecentrale d'attitude fonctionnant à la cadence d'une dizainede Hertz. Ce type de centrale, nécessaire à l'utilisation <strong>des</strong>sondeurs multifaisceaux <strong>et</strong> <strong>des</strong> gravimètres, est désormaisdisponible sur de nombreux navires océanographiques.Des données magnétiques ont été acquises à plusieursreprises par les navires océanographiques français à l'aidede magnétomètres vectoriels de bord japonais, dans le cadrede collaborations bilatérales. Les données présentées enfigure 4 présentent une comparaison <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong>scalaires mesurées par le magnétomètre à proton <strong>et</strong>recalculées à partir <strong>des</strong> trois composantes du magnétomètrevectoriel le long <strong>des</strong> routes de la campagne NOFI. Ellesmontrent qu'il est possible d'identifier <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong>magnétiques océaniques à partir <strong>des</strong> données dumagnétomètre vectoriel de bord. Cependant, lesmagnétomètres à vanne de flux sont souvent affectés d'unedérive <strong>et</strong> ne perm<strong>et</strong>tent pas l'obtention de mesures absoluesdu champ magnétique. Par ailleurs, les correctionsappliquées restent très imparfaites, <strong>et</strong> l'eff<strong>et</strong> <strong>des</strong> courants deFoucault sur les surfaces métalliques du navire n'estnotamment pas pris en compte. Le magnétomètre vectorielde bord n'offre donc pas la fiabilité <strong>et</strong> la précision <strong>des</strong>magnétomètres scalaires tractés, qui restent donc essentielsaux travaux de magnétométrie marine. Il est à noter qu'unmagnétomètre vectoriel tracté en surface a été récemmentdéveloppé <strong>et</strong> mis en œuvre (Gee & Cande, 2002). C<strong>et</strong>instrument perm<strong>et</strong> de s'affranchir <strong>des</strong> corrections de l'eff<strong>et</strong>magnétique du navire mais requiert l'installation d'unecentrale d'attitude, relativement coûteuse <strong>et</strong> fragile, sur laplate forme tractée. Il est encore trop tôt pour évaluerl'avantage d'un tel magnétomètre vectoriel tracté sur lacombinaison d'un magnétomètre vectoriel de bord <strong>et</strong> d'unmagnétomètre scalaire tracté.Quelques soient leurs limitations, les magnétomètresvectoriels perm<strong>et</strong>tent désormais de cartographier les<strong>anomalies</strong> magnétiques –<strong>et</strong> donc de dater les <strong>fonds</strong>océaniques- dans <strong>des</strong> régions jusqu'alors inaccessibles àc<strong>et</strong>te technique. Leur intérêt ne se limite pas à c<strong>et</strong> aspect,puisqu'ils perm<strong>et</strong>tent aussi de déterminer si une anomalieest causée par une source bi- ou tridimensionnelle, encomparant les composantes horizontales <strong>et</strong> verticales duvecteur anomalie, déphasées de 90° dans le cas d'une sourcebi-dimensionnelle. Dans ce dernier cas, il est alors possibled'estimer la direction d'allongement de la source à l'aide <strong>des</strong>deux composantes horizontales (Figure 4).Un problème géomagnétique:les eff<strong>et</strong>s du champ externeLes rares données magnétiques marines disponiblesdans les régions polaires, difficiles d’accès pour les naviresocéanographiques, sont rendues peu fiables par les signauxmagnétiques d’origine externe qui s'y expriment de manièreplus intense <strong>et</strong> plus fréquente qu'en tout autre point duGlobe. Ces perturbations d'origine externe affectentégalement une bande de quelques degrés de latitude centréesur l'Equateur magnétique (l'électroj<strong>et</strong> équatorial).L'amplitude <strong>et</strong> la longueur d’onde (aux vitesses <strong>des</strong> navires)de ces signaux sont proches de celles <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong>magnétiques océaniques. L’eff<strong>et</strong> <strong>des</strong> «orages magnétiques»est ainsi particulièrement difficile à corriger à distance d<strong>et</strong>out observatoire magnétique.Différentes solutions ont été envisagées pours'affranchir de ces perturbations. La première consiste àutiliser a posteriori les séries temporelles d'un observatoireproche ou, de manière plus difficile, d'estimer la variationtemporelle géomagnétique d'origine externe par l'analyse<strong>des</strong> erreurs aux points de croisement (e.g. Sander &Mrazek, 1982) ou par d'autres techniques mathématiquesplus complexe (e.g. le krigeage trigonométrique, Ségur<strong>et</strong> <strong>et</strong>Huchon, 1990). Ces techniques sont cependant rarementsatisfaisante, <strong>et</strong> il est préférable de mouiller unmagnétomètre fixe au centre de la zone d'étude, qui faitainsi office d'observatoire temporaire durant l'acquisition<strong>des</strong> données. Une technique plus performante encore bienque requérant un câble électroporteur adapté consiste àdupliquer le magnétomètre scalaire conventionnel: legradiomètre magnétique ainsi obtenu, constitué de deuxmagnétomètres placés sur le même câble à <strong>des</strong> distancesdifférentes du navire, mesurent l'intensité du champ aumême point à <strong>des</strong> instants différents, perm<strong>et</strong>tant de séparerle champ d'<strong>anomalies</strong>, statique, <strong>des</strong> perturbations externes.Un problème paléomagnétique: les longsintervalles de polarité constanteUne limitation intrinsèque à la méthode de <strong>datation</strong> <strong>des</strong><strong>fonds</strong> océaniques par les <strong>anomalies</strong> magnétiques tient à lalongueur de certaines pério<strong>des</strong> de polarité constante, qui enréduit considérablement la résolution temporelle. Certainespério<strong>des</strong> (corresponfdant par exemple aux <strong>anomalies</strong> 12r,20, 20r, 21, 24r, 26r, 30, 31r, 32, 33, 33r… voir figure 1) neprésentent pas d'inversion, <strong>et</strong> n'offrent donc pas depossibilité de déterminer un âge fiable, sur une durée dequelques millions d'années. La principale difficulté de c<strong>et</strong>ordre est néanmoins liée à l'intervalle de polarité normaleconnu sous le nom de "période magnétique calme duCrétacé", qui s'étend sur une durée de 35 millions d'années.Pour toute région située dans une "zone magnétique calmedu Crétacé", il est actuellement impossible de proposer une<strong>datation</strong> meilleure que "comprise entre 83 <strong>et</strong> 118 Ma", saufà se risquer à <strong>des</strong> interpolations souvent hasardeuses.
Malgré quelques tentatives (e.g. Tarduno, 1990), aucuneinversion n'a clairement été mise en évidence dans ce longintervalle, durant lequel la géométrie <strong>des</strong> centresd’accrétion <strong>et</strong> les taux d’expansion ne sont donc pas biencontraints. C<strong>et</strong>te période correspond pourtant à <strong>des</strong>événements majeurs dans l’océan mondial, avec notammentune réorganisation importante <strong>des</strong> centres d’accrétion del’océan Indien, qui voit l’individualisation de cinqfrontières d’accrétion, mais aussi l’ouverture de l’océanAtlantique équatorial <strong>et</strong> la jonction <strong>des</strong> dorsales centrale <strong>et</strong>sud atlantique, ainsi que l’ouverture initiale du Pacifiquesud-ouest <strong>et</strong> de la mer de Tasman.Les profils magnétiques acquis sur les bassins crééspendant la période magnétique calme du Crétacé présententle plus souvent <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> de faible amplitude (
l'existence d'<strong>anomalies</strong> de second ordre ou d'inflexions dusignal caractéristiques. A titre d'exemples, l'anomalie 24présente une anomalie secondaire positive entre les deuxanomalie positive principales qui la composent; l'anomalie22 inverse est caractérisée par un haut secondaire quin'apparaît pas dans les <strong>anomalies</strong> inverses voisines, <strong>et</strong> quiperm<strong>et</strong> donc sa reconnaissance sans ambiguïté (Patriat,1987). Ces deux caractéristiques ont été exploitées pourréinterpréter avec succès les bassins d'Arabie <strong>et</strong> de Somalieoriental (Figure 5; Dyment, 1998). Diverses tentatives ontété effectuées pour incorporer de telles informations àl'échelle <strong>des</strong> inversions du champ géomagnétique sousforme d'inversions supplémentaires, mais les échellescomplexes obtenues (e.g. Patriat, communicationpersonnelle, 2002) n'ont souvent qu'une validité limitée àune gamme donnée de taux d'expansion. Le résultat mitigéde ces tentatives souligne le caractère réducteur del'approche qui ne r<strong>et</strong>ient de l'évolution du champgéomagnétique que les seules inversions de polarité, <strong>et</strong>plaide pour une approche plus large, incluant non seulementle signe mais aussi l'amplitude <strong>des</strong> variations d'intensité duchamp.Un signal géomagnétique complexeLes mesures effectuées depuis plus d'un siècle dans lesobservatoires magnétiques montrent clairement que lechamp géomagnétique varie continuellement, tant enintensité qu'en orientation. A l'échelle géologique, sil'hypothèse d'un champ dipolaire dont les pôles coïncidentavec l'axe de rotation de la Terre représenteraisonnablement la géométrie de ce champ, au moins pourles 5 derniers millions d'années (Carlut <strong>et</strong> Courtillot, 1998),il est avéré que l'intensité du champ a considérablementvarié à l'intérieur <strong>des</strong> épiso<strong>des</strong> de même polaritégéomagnétique. Les carottes de sédiments pélagiques, quioffrent un enregistrement continu <strong>des</strong> variations relativesd'intensité du champ géomagnétique, présentent un signalcohérent sur l'ensemble du Globe, corroboré par lesenregistrements volcaniques les mieux datés (e.g. Val<strong>et</strong> <strong>et</strong>Meynadier, 1993; Roberts <strong>et</strong> al., 1997; Guyodo <strong>et</strong> Val<strong>et</strong>,1999).L'existence de telles variations d'intensité expliquecertaines <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> de second ordre observées sur lesenregistrements marins. Elles seraient à l'origine <strong>des</strong>formes d'anomalie caractéristiques mentionnées ci-<strong>des</strong>sus,ainsi que de la plupart <strong>des</strong> micro-<strong>anomalies</strong> (tiny wiggles<strong>des</strong> auteurs anglo-saxons), <strong>anomalies</strong> magnétiques de faibleamplitude <strong>et</strong> de courte longueur d'onde superposées au<strong>anomalies</strong> principales, qui apparaissent systématiquementdans tous les bassins océaniques de même âge (Blakely &Cox, 1972; Blakely, 1974; Cande & LaBrecque, 1974,Cande & Kent, 1992b). Les <strong>anomalies</strong> axiales prédites parun modèle d'aimantation épousant les variations d'intensitédéduites <strong>des</strong> enregistrements sédimentaires perm<strong>et</strong>tentd'expliquer de façon très satisfaisante la forme <strong>des</strong><strong>anomalies</strong> réelles dans toute la gamme <strong>des</strong> taux d'expansionobservés, avec bien sûr une meilleure résolution de cesvariations aux taux les plus élevés (Gee <strong>et</strong> al., 1996). Lafigure 6 présente le résultat d'un levé magnétique détailléeffectué à l'axe de la dorsale centrale indienne à 19°S,exprimé en aimantation équivalente. Outre les <strong>anomalies</strong>principale, elle montre clairement l'existence de linéationssupplémentaires correspondant aux micro-<strong>anomalies</strong>, bienque le taux d'expansion ne soit que de 45 km/Ma (tauxdouble).Ces observations suggèrent que la croûte océaniquen'est pas seulement un excellent enregistreur <strong>des</strong> inversionsde polarité du champ géomagnétique mais pourrait aussirestituer les variations d'intensité de ce champ.La croûte océanique, un bon enregistreura priori <strong>des</strong> fluctuations magnétiquesUne première contrainte tient à la nature même dusupport de l'enregistrement magnétique, la croûteocéanique. Le modèle simpliste d'une croûte uniformeconstituée, de haut en bas, de basaltes extrusifs (laves) <strong>et</strong>intrusifs (dykes), puis de gabbros surmontant les péridotitesdu manteau proposé lors de la Penrose Conference de 1972,a fait place à une vision plus réaliste mais aussi pluscomplexe. Si ce modèle représente assez bien la croûteocéanique générée aux dorsales rapide, il ne s'applique àcelle créée aux dorsales lentes qu'au centre <strong>des</strong> segmentsd'accrétion, où la croûte océanique se construit parcombinaison de phénomènes magmatiques <strong>et</strong> tectoniques.A l'inverse, les extrémités de segment sont généralementcaractérisées par la présence à l'affleurement de rochesprofon<strong>des</strong>, gabbros ou péridotites serpentinisées, qui ysoulignent la prédominance <strong>des</strong> phénomènes tectoniques(Juteau <strong>et</strong> al., 1990; Cannat, 1993; Cannat <strong>et</strong> al., 1995;Gente <strong>et</strong> al., 1995). La réponse magnétique de la croûtecréée aux dorsales lentes est par conséquent complexe,notamment aux extrémités de segment (Pockalny <strong>et</strong> al.,1995; Ravilly <strong>et</strong> al., 1998). Ainsi, les <strong>anomalies</strong> axialesobservées sur les dorsales lentes ne présentent de micro<strong>anomalies</strong>bien exprimées qu'au centre <strong>des</strong> segments, alorsque les extrémités ne montrent aucun détail à l'intérieurd'une large zone de polarité normale (Ravilly, 1999; voiraussi Figure 6).Dans le cas d'une croûte magmatique "normale", lamajeure partie de l'aimantation responsable <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong>magnétiques marines observées à la surface <strong>des</strong> océansprovient de l'eff<strong>et</strong> <strong>des</strong> basaltes extrusifs, très aimantés (3 à10 A/m selon l'âge de la croûte considérée). Lacontribution <strong>des</strong> roches plus profon<strong>des</strong>, non négligeable(Kent <strong>et</strong> al., 1978; Dunlop <strong>et</strong> Prévôt, 1982; Banerjee, 1984;Harrison, 1987; Nazarova, 1994; Pariso & Johnson, 1993a,b; Oufi <strong>et</strong> al., 2002), influe notamment sur la forme <strong>des</strong><strong>anomalies</strong>: la distorsion résiduelle, qui varie inversementavec le taux d'expansion (Roest <strong>et</strong> al., 1992; Dyment <strong>et</strong> al.,1994), s'explique en termes de contribution plus ou moinsfaible de l'aimantation <strong>des</strong> roches profon<strong>des</strong> (Dyment &Arkani-Hamed, 1995), <strong>et</strong> probablement en terme <strong>des</strong>erpentinisation plus importante aux dorsales lentes qu'auxdorsales rapi<strong>des</strong> (Dyment <strong>et</strong> al., 1997). La contribution <strong>des</strong>aimantations <strong>des</strong> gabbros <strong>et</strong> péridotites serpentinisés seraitde l'ordre de 40% de celle <strong>des</strong> basaltes pour un taux de 10km/Ma (demi-taux), <strong>et</strong> décroîtrait progressivement jusqu'àdevenir négligeable pour les taux supérieurs ou égaux à
18˚50'S19˚00'S19˚10'S19˚20'S19˚30'S19˚40'S19˚50'S20˚00'S65˚10'E65˚20'E 65˚30'E 65˚40'E 65˚50'E 66˚00'E 66˚10'E 66˚20'E-37.5 -16.7 -6.8 0 6.8 16.7 42.5 A/mFig. 6: Carte de l'aimantation équivalente calculée à partir <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> magnétiques scalaires de surface acquises sur la dorsale centraleindienne à 19°S au cours <strong>des</strong> campagnes Magofond 2 (Dyment <strong>et</strong> al., 1999) <strong>et</strong> Gimnaut (Dyment <strong>et</strong> al., 2000). On remarque bien lapériode magnétique normale de Brunhes (anomalie 1 ou axiale) formant une bande de couleurs "chau<strong>des</strong>" oblique au centre de la figure,suivie de la période inverse de Matuyama en couleurs "froi<strong>des</strong>", <strong>et</strong> enfin de la période normale de Gauss (ou anomalie 2A) de nouveau encouleurs "chau<strong>des</strong>", sur chaque flanc. Au sein de la période de Matuyama, les événements magnétiques normaux de Jaramillo <strong>et</strong>d'Olduvai (anomalie 2) apparaissent clairement. Diverses micro-<strong>anomalies</strong> plus ou moins continues, mieux exprimées au centre <strong>des</strong>segments, sont aussi visibles sur toute la carte. Le trait blanc épais indique le profil présenté Figure 9.50 km/Ma (Dyment <strong>et</strong> al., 1994; Dyment & Arkani-Hamed,1995). L'aimantation <strong>des</strong> roches profon<strong>des</strong> affecte surtoutla forme d'ensemble <strong>et</strong> l'amplitude <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong>, <strong>et</strong> n'a pasd'influence notable sur les éventuelles micro-<strong>anomalies</strong>.De la structure du niveau basaltique extrusif dépenddonc la qualité <strong>des</strong> enregistrements magnétiques marins.Le principal trait géométrique sur lequel tous les modèless'accordent est le pendage <strong>des</strong> coulées de lave –<strong>et</strong> donc <strong>des</strong>inversions de polarité– vers l'axe de la dorsale, sous leseff<strong>et</strong>s conjugués de l'empilement de ces laves <strong>et</strong> de leuréloignement progressif de l'axe. Le modèle simple de Kidd(1977), qui suppose la mise en place <strong>des</strong> laves en un seulépisode, ou dans une moindre mesure le modèle bi-modalde Hooft <strong>et</strong> al. (1996), qui suppose l'occurrence de deuxépiso<strong>des</strong> volcaniques distincts, conduisent à une géométrierégulière susceptible de restituer la succession temporelle
<strong>des</strong> variations d'intensité du champ géomagnétique ou toutau moins la partie de plus longue période de ces variations.Un niveau d'extrusifs complexe comme celui proposé parSchouten <strong>et</strong> Denham (1982), qui perm<strong>et</strong> à peine dereconnaître les principaux intervalles de polarité, n'est pascapable de restituer c<strong>et</strong>te succession temporelle. Lesobservations les plus spectaculaires sont rapportées parTivey (1996) <strong>et</strong> Tivey <strong>et</strong> al. (1998), qui ont réalisé <strong>des</strong>enregistrements magnétiques lors de plongées <strong>des</strong>submersibles grands <strong>fonds</strong> Nautile <strong>et</strong> Alvin le long de lafaille transformante de Blanco, dans le Pacifique Nord-Est,<strong>et</strong> ont mis en évidence <strong>des</strong> structures inclinées vers l'axe dela dorsale, relativement simple, de pendage moyen 7°. Cesobservations sont en accord avec le pendage de 12° déduitdu décalage de la transition Brunhes-Matuyama observéesur le fond, par submersible, <strong>et</strong> 200 m au <strong>des</strong>sus du fond,par magnétomètre tracté deep tow, sur la dorsale estpacifique à 23°N (Macdonald <strong>et</strong> al., 1983). Un exercicesemblable mené entre données magnétiques de surface <strong>et</strong> defond donne un pendage de l'ordre de 12° sur la dorsalemédio-atlantique à 21°40'N (Honsho, 1999) <strong>et</strong> de 8° sur ladorsale centrale indienne à 19°S (Drévillon, 2001). Cespendages similaires, en dépit de taux d'expansion différents(respectivement 30 km/Ma, 30 km/Ma, 12 km/Ma <strong>et</strong>22 km/Ma demi-taux pour les dorsales Juan de Fuca, estpacifique à 23°N, médio-atlantique à 21°40N, <strong>et</strong> centraleindienne à 19°S), suggère un même mode de mise en placedu niveau extrusif <strong>et</strong> donc une structure semblable, l'apportmagmatique plus faible (caractérisé par une occurrencemoins fréquente <strong>des</strong> éruptions) au dorsale plus lente étantcompensé par un temps de résidence plus important. Dansl'état actuel de nos connaissance, la structure magnétique duniveau basaltique extrusif observée sur l'escarpement deBlanco (Tivey, 1996; Tivey <strong>et</strong> al., 1998) peut être considérécomme représentative, <strong>et</strong> sa relative simplicité perm<strong>et</strong>d'envisager la croûte océanique magmatique comme un bonenregistreur <strong>des</strong> fluctuations d'intensité du champgéomagnétique.Un dernier point essentiel est la capacité <strong>des</strong> basaltesocéaniques à acquérir une aimantation proportionnelle àl'intensité du champ ambiant. Il est difficile de répondre apriori sur ce point, tant l'aimantation <strong>des</strong> pillow lava paraîtcomplexe à p<strong>et</strong>ite échelle. Il est démontré que l'intensitéd'aimantation varie entre le centre <strong>et</strong> la bordure <strong>des</strong> pillowlava, mais c<strong>et</strong>te variation n'est pas systématique, certainsprésentant une décroissance vers le centre, d'autres uneaugmentation (Gee & Kent, 1997)! L'aimantation portéeest généralement une aimantation thermo-rémanente, maisla transformation rapide d'une fraction de titanomagnétiteen titanomaghémite perm<strong>et</strong> d'envisager aussi la présenced'une aimantation chimique, secondaire ou pas, l'altérationà haute température pouvant précéder l'acquisition del'aimantation (Ravilly <strong>et</strong> al., 2001). L'intérieur du pillowlava est généralement considéré comme inadéquat pour lesétu<strong>des</strong> de paléointensité du champ géomagnétique (Prévot<strong>et</strong> al., 1981, 1983), bien que <strong>des</strong> cas positifs aient aussi étéreportés (Grommé <strong>et</strong> al. 1979; Kent & Gee 1996). Enfin, labordure vitreuse du pillow lava présente aussi uneaimantation thermo-rémanente, portée par <strong>des</strong> grainsmagnétiques très p<strong>et</strong>its, qui semble favorable à la mesure<strong>des</strong> paléointensités (Pick <strong>et</strong> Tauxe, 1993 a, b; Carlut &Kent, 2000, 2002) bien que <strong>des</strong> difficultés méthodologiquesne soient là aussi pas à exclure (Chauvin <strong>et</strong> al., 2003).Seules <strong>des</strong> investigations directes peuvent perm<strong>et</strong>tre devalider ou d'infirmer l'hypothèse d'une croûte océaniquemagmatique restituant fidèlement les variations d'intensitédu champ géomagnétique.Le magnétisme de haute résolution: magnétomètredeep tow <strong>et</strong> submersiblePour évaluer si la croûte océanique enregistreeffectivement les variations d'intensité du champgéomagnétique, il est nécessaire de réaliser <strong>des</strong>enregistrements magnétiques marins de haute résolution.Dans un premier temps, ces levés doivent être effectués àl'axe <strong>des</strong> dorsales, afin de comparer le signal obtenu auxenregistrements de paléointensité issus <strong>des</strong> carottessédimentaires pélagiques, dont la grande majorité nedépasse pas quelques millions d'années. Un autre avantageà travailler aux dorsales consiste à pouvoir lever facilementles flancs conjugués, perm<strong>et</strong>tant ainsi de disposer de deuxenregistrements a priori semblables ou – s'il ne l'était pas –de détecter d'éventuelles complexités tectoniques (saut dedorsale…). L'intensité du champ magnétique décroissantde manière inversement proportionnelle à la distance à c<strong>et</strong>tesource élevée au cube dans le cas de sources de formequelconque (tridimensionnelles), au carré dans le cas <strong>des</strong>ources allongées (bidimensionnelles), il convient de placerle magnétomètre à proximité immédiate <strong>des</strong> sourcesaimantées – près du fond. Un tel objectif peut être atteintde deux manières, soit en tractant un magnétomètre au<strong>des</strong>sus du fond, soit en associant ce magnétomètre à unengin submersible d'exploration du fond.Les enregistrements deep towUn magnétomètre deep tow est un magnétomètrescalaire conventionnel qui a été marinisé pour résister auxfortes pressions. Il est généralement associé à un lest <strong>et</strong>tracté à p<strong>et</strong>ite vitesse pour lui perm<strong>et</strong>tre de s'approcher dufond. Différents types de système sont rencontrés. Lessystèmes autonomes, qui disposent d'énergie <strong>et</strong> de mémoire,sont mis en marche avant immersion <strong>et</strong> fournissent lesdonnées au r<strong>et</strong>our. Ils n'imposent aucune exigence autreque mécanique quant au câble qui les tracte. Leur pilotagerequiert néanmoins l'adjonction d'un système depositionnement indépendant, acoustique ou autre, <strong>et</strong> leurautonomie est limitée. Les systèmes reliés par câbleélectroporteur sont moins contraignants, au delà de lanécessité de disposer d'un tel câble: l'énergie est fournie parle navire, les données sont envoyées en temps réel (ce quiperm<strong>et</strong> un contrôle de leur qualité <strong>et</strong> une réaction rapide encas de besoin), <strong>et</strong> leur pilotage utilise l'information deprofondeur fournie par l'instrument en sus <strong>des</strong> éventuellesdonnées de positionnement acoustique. Les opérationss'effectuent entre 1,5 <strong>et</strong> 2,5 nœuds, pour une altitude variantentre 200 <strong>et</strong> 1000 m au <strong>des</strong>sus du fond.Des profils magnétiques deep tow ont été réalisés àtravers différents types de dorsales. Ainsi, une série de
8 profils de fond ont été acquis sur l'anomalie axiale(période magnétique de Brunhes) de la dorsale est pacifiqueà 19°S, dorsale active la plus rapide de notre planète (tauxdouble de 140 km/Ma) (Gee <strong>et</strong> al., 2000). L'addition de cesprofils conduit à un signal quasi-identique à la courbe depaléointensité de Guyodo <strong>et</strong> Val<strong>et</strong> (1999), courbe quicombine de nombreux enregistrements continus depaléointensité relative mesurés sur carottes sédimentairescalés sur <strong>des</strong> valeurs discrètes de paléointensité absoluemesurées sur <strong>des</strong> laves. Un résultat semblable est obtenusur la même dorsale à 18°S à l'aide d'un magnétomètre deeptow trois composante (Yamamoto, 2000) <strong>et</strong> <strong>des</strong> traitementssophistiqués (Yamamoto & Seama, Geophys. J. Int., souspresse). Ces résultats montrent clairement que la croûtecréée à l'axe d'une dorsale ultra-rapide enregistre trèsfidèlement les variations de paléointensité.Une étude semblable a été menée sur une dorsalebeaucoup plus lente (45 km/Ma taux double), la dorsalecentrale indienne à 19°S. Trois profils magnétiques de <strong>fonds</strong>'étendant entre les <strong>anomalies</strong> 2A de part <strong>et</strong> d'autre de l'axeont été réalisés, offrant donc six enregistrements <strong>des</strong>pério<strong>des</strong> de Brunhes <strong>et</strong> de Matuyama. De nouveau,l'addition de ces six profils montre que la croûte océaniquede c<strong>et</strong>te région (qui pourrait être marquée par un manteauchaud <strong>et</strong> une production magmatique plus abondante que laplupart <strong>des</strong> autres dorsales lentes) restitue convenablementles variations de paléointensité (Pouliquen <strong>et</strong> al., 2001 a &b). Pour pallier le faible nombre de profils magnétiques defond, longs <strong>et</strong> difficiles à acquérir, <strong>et</strong> rendre statistiquementplus significative les variations observées, les données <strong>des</strong>urface de bonne qualité sont prolongées vers le bas, demanière à en amplifier la composante de plus courtelongueur d'onde <strong>et</strong> se ramener dans <strong>des</strong> conditions prochesde celles d'un profil de fond. La difficulté de l'opérateur deprolongement est l'amplification du bruit haute fréquencequi altère tout enregistrement physique, ou plutôt le choix<strong>des</strong> fréquences de coupure du filtre qui perm<strong>et</strong> d'éviter c<strong>et</strong>eff<strong>et</strong> indésirable. Nous utilisons les profils pour lesquels<strong>des</strong> données de surface <strong>et</strong> de fond ont été acquisessimultanément pour prolonger les données de surface àl'altitude <strong>des</strong> données de fond en ajustant le filtre passe-basde manière à ce que le signal de surface prolongé reflète aumieux celui de fond. Une fois le filtre optimal calibré dansles conditions d'une expérience, il est aisé de l'appliquer àtoutes les données de surface acquises lors de c<strong>et</strong>teexpérience ou d'expériences analogues dans la mêmerégion. C<strong>et</strong>te méthode perm<strong>et</strong> d'augmenter la quantité dedonnées disponible. Les fluctuations obtenues par c<strong>et</strong>teméthode sur 14 profils de surface de la dorsale centraleindienne sont en accord avec les trois profils de fondréalisés (Pouliquen <strong>et</strong> al., 2001 a & b). Sur la dorsalecentrale indienne à 19°S, la croûte restitue donc assezfidèlement les variations de paléointensité.Les enregistrements par submersibleLes magnétomètres deep tow ne peuvent pas être pilotésavec suffisamment de précision pour envisager <strong>des</strong>'approcher sans risque à une altitude moindre que 200 mdu fond, sauf à pénaliser considérablement la vitessed'acquisition du profil. Pour se rapprocher <strong>des</strong> sourcesaimantées <strong>et</strong> obtenir une résolution plus grande encore, ilest nécessaire d'utiliser les véhicules prévus pour c<strong>et</strong> usage:ainsi, <strong>des</strong> magnétomètres de fond ont été installés avecsuccès sur <strong>des</strong> submersibles grands <strong>fonds</strong> habités(notamment l'Alvin américain, le Nautile français, leShinkai japonais), sur <strong>des</strong> ROV (Remotely OperatedVehicle, ou véhicule piloté à distance, notamment le Victorfrançais), <strong>et</strong> sur <strong>des</strong> AUV (Autonomous UnderwaterVehicle, ou véhicule sous-marins autonomes, notammentl'ABE américain). Si le véhicule porte lui-même uneaimantation induite <strong>et</strong> rémanente non négligeable, lemagnétomètre utilisé est un magnétomètre vectoriel quiperm<strong>et</strong> d'estimer les eff<strong>et</strong>s de ces aimantations parasites <strong>et</strong>de les corriger. Ainsi, les "boucles" effectuées par leNautile lors de sa <strong>des</strong>cente sont utilisées comme les"figures huit" <strong>des</strong> navires pour déterminer les coefficientscorrectifs à apporter aux données acquises. Quelque soit safinalité première, tout véhicule sous-marin doit disposerd'une centrale d'attitude, qui perm<strong>et</strong> sans difficulté dereplacer les composantes mesurées dans un repèregéographique <strong>et</strong> d'en r<strong>et</strong>rancher les composantescorrespondantes du champ principal.Les <strong>anomalies</strong> ainsi déterminées reflètentessentiellement la topographie locale <strong>et</strong> les variationsd'altitude du submersible. Seule les plus gran<strong>des</strong> longueursd'onde de ce signal peuvent être directement interprétée entermes géologiques. Les courtes longueurs d'onde peuventcependant être utilisées pour estimer de manière absoluel'aimantation de la partie la plus superficielle de la croûte.Pour cela, les composantes de l'anomalie sont replacéesdans un repère lié au profil (supposé linéaire), i.e. lacomposante horizontale se décompose en une composantele long du profil <strong>et</strong> une composante orthogonale. Si lessources aimantées sont bidimensionnelles, c<strong>et</strong>te dernièrecomposante doit être nulle; sa valeur donne donc uneestimation de l'écart à c<strong>et</strong>te hypothèse. On suppose alorsune géométrie bi-dimensionnelle basée sur la topographie lelong de la plongée (la topographie en dehors du traj<strong>et</strong> de laplongée est trop mal connue pour autoriser toute autrehypothèse) <strong>et</strong> une aimantation unitaire normale de 1 A/m,pour calculer les composantes verticale <strong>et</strong> horizontalegénérées par c<strong>et</strong>te source le long de la trajectoire réelle dusubmersible, en prenant en compte ses variations d'altitude.Les <strong>anomalies</strong> observées <strong>et</strong> synthétiques sont alorscomparées le long du profil, sur une fenêtre glissante dequelques centaines de mètres. Si la cohérence <strong>des</strong> deuxsignaux est bonne, cela signifie que les hypothèses utiliséessont acceptables. Le déphasage entre les deux signauxoffre aussi un moyen d'apprécier leur cohérence <strong>et</strong>d'appréhender la polarité de l'aimantation rencontrée. Lefacteur multiplicatif perm<strong>et</strong>tant de passer <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong>synthétiques aux <strong>anomalies</strong> observées donne une estimationde l'aimantation de la partie superficielle de la croûteocéanique de manière absolue: contrairement auxaimantations équivalentes obtenues par inversion <strong>des</strong><strong>anomalies</strong> (Parker <strong>et</strong> Huestis, 1974), ces valeurs peuventdirectement être comparées aux aimantations déterminéessur les échantillons.
Deep-sea submersible magn<strong>et</strong>ic <strong>anomalies</strong>Brunhes MatuyamaShort wavelengthsLine 1EastLine 2WestLine 2EastEquatorial PacificSulu SeaPaleointensities from sediment cores0 200 400 600 800 1000Age (ky)Fig. 7: Anomalies magnétiques submersible Tammar (haut)comparée à deux exemples de courbes de paléointensité relativedu champ géomagnétique déduite <strong>des</strong> carotte sédimentaires.Les signaux originaux (traits fins) ont été filtrés (traits épais) demanière à laisser apparaître la composante de plus grandepériode, très semblable sur les deux types d'enregistrements.Lors de la campagne Tammar du N.O. Nadir <strong>et</strong> dusubmersible Nautile, trois traverses de la dorsale médioatlantiqueà 21°40'N ont été réalisées par la juxtaposition deplongées du Nautile (Gente <strong>et</strong> al., 1996). Une fois corrigées<strong>des</strong> eff<strong>et</strong>s du submersible <strong>et</strong> replacées dans un référentielgéographique, les <strong>anomalies</strong> de plus grande longueurd'onde présentent <strong>des</strong> variations d'amplitude cohérentes surles trois profils suffisamment longs pour recouper latransition de polarité Brunhes-Matuyama (Figure 7). Cessignaux se corrèlent avec la composante de même longueurd'onde présente dans les enregistrements de paléointensitésdéduit <strong>des</strong> carottes sédimentaires pélagiques. Les pluscourtes longueurs d'onde perm<strong>et</strong>tent de déterminer <strong>des</strong>valeurs d'aimantation toutes aussi cohérentes sur les deuxtraverses recoupant le centre du segment (Honsho, 1999;Honsho <strong>et</strong> al., soumis). Ces aimantations sont surtoutfiables sur la moitié la plus jeune du profil, peu couverte <strong>des</strong>édiments. Au delà, le modèle direct calculé suppose que latopographie est le toit <strong>des</strong> sources aimantées, <strong>et</strong> ne prendpas en compte l'épaisseur sédimentaire: la cohérence entre<strong>anomalies</strong> observées <strong>et</strong> calculées est faible, <strong>et</strong> lesaimantations qui en découlent sont peu fiables. Le profilsitué en extrémité de segment ne présente pas d'<strong>anomalies</strong><strong>et</strong> de distribution d'aimantation cohérentes sur les flancsconjugués, probablement parce que c<strong>et</strong>te région estdominée par une tectonique asymétrique liée à la présence<strong>des</strong> "coins interne <strong>et</strong> externe" (inside and outside corners).Le profil d'aimantation à l'axe déduit <strong>des</strong> trois gran<strong>des</strong>traverses <strong>et</strong> de quelques plongées isolées souligne lecaractère particulier <strong>des</strong> sources aimantées en extrémité <strong>des</strong>egment, l'aimantation mesurée à partir <strong>des</strong> plongées restantapproximativement constante (à 13 A/m) tout le long dusegment alors que l'aimantation équivalente déduite <strong>des</strong>données de surface, du même ordre en centre de segment,montre une augmentation considérable vers les extrémitésde segment (Honsho, 1999; Honsho <strong>et</strong> al., soumis). Cedésaccord signifie que les hypothèses sous-jacentes aucalcul de l'aimantation équivalente sont erronées: lesdonnées de fond, sensibles essentiellement à la partiesuperficielle du niveau basaltique, montrent quel'aimantation de ce niveau varie peu, <strong>et</strong> les fortes variationsd'amplitude <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> de surface reflètent parconséquent la présence de sources aimantées plus profon<strong>des</strong>Field Intensity (microT)VADMs 10e22 Am28060402012840R=0.5900 10 20 30NRM (A/m)K-Ar0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8Pseudo-Age (Myr)Fig. 8: Aimantation rémanente <strong>et</strong> paléointensité mesurées sur leséchantillons <strong>des</strong> deux traversées de l'axe de la dorsale médioatlantiqueau centre du segment à 21°40'N, collectés par lesubmersible grands <strong>fonds</strong> Nautile lors de la campagne Tammar.(Haut): aimantation en fonction de la paléointensité, montrant unen<strong>et</strong>te tendance linéaire entre les deux quantités. Ce diagrammesuggère que la paléointensité a un eff<strong>et</strong> déterminant surl'aimantation rémanente, la dispersion étant liée essentiellementliée aux eff<strong>et</strong>s de l'altération. (Bas): valeurs de paléointensitéabsolues déterminées par méthode de Thellier & Thellier (1959)sur les échantillons, reportées en fonction de leur pseudo-âge (âgeinterpolé entre l'axe de la dorsale <strong>et</strong> la transition de polaritéBrunhes-Matuyama, confirmé par la seule déterminationacceptable obtenue par <strong>datation</strong> K-Ar méthode Cassignol). Cesvaleurs sont cohérentes avec la courbe de paléointensité deGuyodo <strong>et</strong> Val<strong>et</strong> (1999) en supposant que la zone néovolcaniqueoù se m<strong>et</strong>tent en place les coulées de lave a une largeur de 2 km(d'après Ravilly <strong>et</strong> al., 2001).
en extrémité de segment, probablement <strong>des</strong> péridotitesserpentinisées (Honsho, 1999; Honsho <strong>et</strong> al., soumis).Les données magnétiques de fond montrent clairementun signal cohérent en centre de segment, qui pourrait êtred'origine géomagnétique. Pour vérifier c<strong>et</strong>te hypothèse,nous avons utilisé les échantillons de roche prélevés par leNautile pour en étudier les propriétés magnétiques <strong>et</strong>déterminer la paléointensité du champ lors de leurformation (Ravilly <strong>et</strong> al., 2001). Environ 70 échantillonsont été considérés. Bien que très dispersées, lesaimantations rémanentes présentent une certaine cohérence,avec <strong>des</strong> valeurs fortes pour une croûte âgée de 0-5 ka, 25ka <strong>et</strong> 40 ka, <strong>et</strong> <strong>des</strong> valeurs plus faibles à 10 ka, 30 ka <strong>et</strong>60 ka (valeurs interpolées entre l'axe <strong>et</strong> la transitionBrunhes-Matuyama; un seul âge, cohérent avec c<strong>et</strong>teinterpolation, a pu être obtenu par méthode K-Ar techniqueCassignol). Environ 30 déterminations acceptables de lapaléointensité ont été obtenues. Aimantations rémanentes<strong>et</strong> paléointensités se corrèlent positivement (Figure 8a), laforte dispersion <strong>des</strong> valeurs pouvant être attribuée auxeff<strong>et</strong>s de l'altération. Les échantillons sont en eff<strong>et</strong>semblables du point de vue de la composition chimique, dela minéralogie magnétique, <strong>et</strong> de la taille <strong>des</strong> grainsaimantés Les paléointensités mesurées sont en accord aveccelles obtenues à partir <strong>des</strong> carottes sédimentairespélagiques (Figure 8b). Ces résultats soulignent que,malgré les incertitu<strong>des</strong> qui subsistent quant aux porteurs del'aimantation <strong>des</strong> basaltes océaniques <strong>et</strong> aux eff<strong>et</strong>s del'altération très rapi<strong>des</strong> de ces basaltes, les variationsd'aimantation rémanente de ces basaltes sont dominées parles variations de paléointensité du champ géomagnétique(Ravilly <strong>et</strong> al., 2001).L'un <strong>des</strong> inconvénient majeur de la campagne Tammarétait l'impossibilité de dater de manière indépendante lesmicro-<strong>anomalies</strong> observées <strong>et</strong> les échantillons collectés.Pour pallier ce problème, <strong>des</strong> données semblables ont étéacquises sur la dorsale centrale indienne à 19°S, région oùla dorsale subi l'influence du point chaud de la Réunion(Mahoney <strong>et</strong> al., 1989) <strong>et</strong> où les basaltes sont enrichis,offrant <strong>des</strong> conditions a priori plus propices à l'utilisation<strong>des</strong> métho<strong>des</strong> de <strong>datation</strong> radiochronologiques. Le travailde <strong>datation</strong> <strong>et</strong> de mesure <strong>des</strong> paléointensités sur échantillonsest en cours. A ce jour, seules les <strong>anomalies</strong> de surface(Figure 6), par deep tow <strong>et</strong> par submersible (Figure 9) ontété analysées <strong>et</strong> confirment l'excellente qualité de la croûteocéanique comme enregistreur <strong>des</strong> fluctuations d'intensitégéomagnétique.Quelques exemples de <strong>datation</strong> par magnétisme dehaute résolutionLes travaux de haute résolution réalisés parmagnétomètre tracté deep tow ou par magnétomètre fixé àun submersible montrent donc clairement que la croûteocéanique enregistre de manière excellente les variations dela paléointensité du champ géomagnétique, la restitution dece signal dépendant essentiellement de l'altitude <strong>des</strong>mesures effectuées <strong>et</strong> du taux d'expansion. Il est doncpossible d'utiliser de tel enregistrements de haute résolutionpour dater les <strong>fonds</strong> océaniques avec une résolutionjusqu'alors inégalée. C<strong>et</strong>te méthode requiert que lasuccession <strong>des</strong> variations d'intensité soit datée a priori, soitpar <strong>des</strong> points de calibration supplémentaires, soit parsimple interpolation linéaire, comme cela a été réalisé pourl'échelle <strong>des</strong> inversions du champ géomagnétique(LaBrecque <strong>et</strong> al., 1977; Lowrie <strong>et</strong> Alvarez, 1981; Berggren<strong>et</strong> al., 1985; Kent <strong>et</strong> Gradstein, 1985; Cande <strong>et</strong> Kent, 1992a<strong>et</strong> 1995; Channel <strong>et</strong> al., 1995). Parce que la déterminationd'âges précis <strong>et</strong> fiables conditionne notre connaissance <strong>des</strong>processus de formation <strong>et</strong> d'évolution de la croûteocéanique à l'axe <strong>des</strong> dorsales, une attention touteparticulière doit être portée aux variations de la période deBrunhes (0-800 ka). Les <strong>datation</strong>s en cours dans le cadredu proj<strong>et</strong> Gimnaut participent de c<strong>et</strong> effort, qui gagneraaussi à intégrer les âges astronomiques, déduits del'observation <strong>des</strong> cycles de Milankovitch sur les carottessédimentaires (e.g. Langereis <strong>et</strong> al., 1997).Sans forcement aller jusqu'à une telle précision, lemagnétisme de haute résolution peut perm<strong>et</strong>tre de résoudrela plupart <strong>des</strong> cas de séquences d'<strong>anomalies</strong> trop courtespour en perm<strong>et</strong>tre la reconnaissance univoque à partir de laseule échelle <strong>des</strong> inversions du champ géomagnétique,mentionnés précédemment (partie 5). Les marqueurstemporels supplémentaires obtenus sur les enregistrementsde fond devraient en eff<strong>et</strong> perm<strong>et</strong>tre de lever la plupart <strong>des</strong>ambiguïtés. Une approche similaire pourrait égalementperm<strong>et</strong>tre de rechercher <strong>des</strong> marqueurs temporels au sein<strong>des</strong> zones magnétiques calmes du Crétacé (partie 4). A titred'exemple <strong>des</strong> avantages apportés par c<strong>et</strong>te approche, deuxexemples de <strong>datation</strong> de dorsales fossiles sont présentés.Dater l'arrêt de l'accrétion à l'axe d'une dorsale fossile est eneff<strong>et</strong> un exercice difficile: le taux d'expansion décroîtprogressivement, les <strong>anomalies</strong> deviennent de plus en plusétroites <strong>et</strong> tendent à se confondre, la distorsion résiduelle<strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> augmente (Dyment <strong>et</strong> al., 1994) <strong>et</strong> leuramplitude décroît (Dyment & Fulop, 1997).Lors de la campagne Magofond 2 du N.O. MarionDufresne (Dyment <strong>et</strong> al., 1999), nous avons réalisé un longprofil deep tow (420 km, 4 jours) à travers une dorsalefossile au sud-est de l'île Maurice, proposée par Patriat(1987) sur la base de deux profils bathymétriques <strong>et</strong>magnétiques de surface. Bien que d'altitude inégale à caused'un dysfonctionnement du système de positionnement entemps réel durant une partie de l'acquisition, ce profilmontre clairement une symétrie par rapport à l'axe fossile,aussi marqué dans la bathymétrie, alors que c<strong>et</strong>te symétrien'apparaît pas aussi clairement sur les <strong>anomalies</strong> de surface,faute de détails (Figure 10). C<strong>et</strong>te symétrie confirmel'hypothèse de la dorsale fossile. Remarquons par ailleursque l'anomalie 22 inverse est marquée par une variation derelativement gran<strong>des</strong> amplitude <strong>et</strong> longueur d'onde dansl'enregistrement de fond, qui explique la micro-<strong>anomalies</strong>ouvent observée sur les données de surface aux tauxd'expansion rapi<strong>des</strong> <strong>des</strong> océans Indien <strong>et</strong> Pacifique (voirpartie 5). Les <strong>anomalies</strong> magnétiques de surface <strong>et</strong> de fondne perm<strong>et</strong>tent pas de trancher définitivement sur l'âge del'arrêt de l'expansion. D'un coté, l'amplitude <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong>comprises entre les deux <strong>anomalies</strong> 21 conjuguées n'excèdepas celle <strong>des</strong> micro-<strong>anomalies</strong> superposées à l'anomalie 22
Deep Tow 1000 mDeep Tow 500 mSurface inverseSurfaceAimantation (A/m) Anomalie (nT)echelles varaibles3020100Nautile observéeNautile synthétiqueAimantation déduite0Paleointensité(Guyodo <strong>et</strong>Val<strong>et</strong>,1999)Aimantation mesuréesur échantillonsFondSurfaceDeep tow GimnautNautile GimnautDeep tow Magofond230 20 10 0 10 20 30Distance à l'axe (km)Fig. 9: Comparaison de données magnétiques acquises à différentes altitu<strong>des</strong> lors <strong>des</strong> campagnes Magofond 2 <strong>et</strong> Gimnaut <strong>des</strong> N.O.Marion Dufresne <strong>et</strong> L'Atalante sur la dorsale centrale indienne à 19°S. La localisation du profil est indiquée en trait blanc épais Figure 6.(De haut en bas): anomalie magnétiques de surface (vert foncé), aimantation équivalente (vert clair), anomalie magnétique deep tow à1000 (bleu clair) <strong>et</strong> à 500 m du fond (bleu foncé); anomalie magnétique scalaire observée à quelques mètres du fond (rouge), anomaliemagnétique scalaire modélisée en supposant une géométrie 2D basée sur la topographie <strong>et</strong> l'altitude du submersible (noir), <strong>et</strong> estimationde l'aimantation qui en découle (rose); courbe de paléointensité relative du champ géomagnétique proposée par Guyodo <strong>et</strong> Val<strong>et</strong> (1999)(orange); aimantation mesurée sur les échantillons à bord (mesures préliminaires) (points rouges); géométrie <strong>des</strong> différents profilsréalisés (couleurs correspondantes).inverse, suggérant qu'il puisse s'agir de la seule anomalie 200123Profondeur (km)
Magn<strong>et</strong>ic anomaly (nT)Depth (m)160012001000800600400200010002000300040005000SSW1400 ?23 22 21 21 22 23Deep Tow Profile 1 Mauritius Fossil Deep Tow Profile 2Spreading Center0 100 200 300 400Distance (km)NNESurfacemagn<strong>et</strong>icanomalyDeep towmagn<strong>et</strong>icanomalyDeep towdepthBathym<strong>et</strong>ryFig. 10: Données magnétiques de surface <strong>et</strong> de fond à travers ladorsale fossile de Maurice, océan Indien. De bas en haut,topographie <strong>et</strong> navigation du magnétomètre deep tow; intervallesde polarité reconnus, normale (noir) ou inverse (blanche); profild'<strong>anomalies</strong> magnétiques de fond <strong>et</strong> corrélation d'<strong>anomalies</strong>conjuguées; profil d'<strong>anomalies</strong> magnétiques scalaires de surface <strong>et</strong>corrélation d'<strong>anomalies</strong> conjuguées.inverse. Dans ce cas, le (demi-) taux d'expansion est aumoins en moyenne de 13 km/Ma durant l'anomalie 20r, plusfaible que les taux observés auparavant de 46 km/Ma aux<strong>anomalies</strong> 22 <strong>et</strong> 21r puis de 16 km/Ma à l'anomalie 21, maisencore élevé par rapport au taux nul qui lui succède: l'arrêtde l'expansion serait donc brusque. D'un autre coté,l'amplitude relativement faible <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> comprisesentre les <strong>anomalies</strong> 21 conjuguées peut aussi traduire ladiminution d'amplitude avec le taux d'expansion observéeglobalement (Fulop, 1996; Dyment <strong>et</strong> Fulop, 1997) <strong>et</strong> àl'axe de plusieurs autres dorsales fossiles (par exemple ladorsale fossile <strong>des</strong> Mascareignes <strong>et</strong> son anomalie 27d'amplitude réduite; la dorsale fossile du bassin deWharton, quasi contemporaine de celle de Maurice, <strong>et</strong> ses<strong>anomalies</strong> 20 à 18 d'amplitude de plus en plus faible). Sil'on recherche une séquence d'<strong>anomalies</strong> à taux très faible,on peut interpréter la séquence de deux pics (dédoublée parsymétrie par rapport à l'axe fossile) comme étant les<strong>anomalies</strong> 20 <strong>et</strong> 18 (l'anomalie 19, trop brève, ne serait pasvisible à ce taux): le taux d'expansion décroît alors de 16km/Ma à l'anomalie 21 à environ 4 km/Ma aux <strong>anomalies</strong>20 à 18, en accord avec un arrêt plus progressif del'expansion.Il manque à notre interprétation de la dorsale fossile deMaurice un élément essentiel: un profil de référence surlequel caler notre interprétation <strong>des</strong> micro-<strong>anomalies</strong>observées. Ce profil de référence pourrait être une courbede variation de la paléointensité déduite d'enregistrementssédimentaires, ou un autre profil deep tow réalisé sur uneséquence d'<strong>anomalies</strong> 18 à 21 clairement identifiée <strong>et</strong> neprésentant aucune complication tectonique. Lors de lacampagne Famex du N.O. L'Atalante (Michaud <strong>et</strong> al.,2002), nous avons réalisé plusieurs profils deep tow àtravers deux dorsales fossiles présumées du Pacifiqueoriental au large <strong>des</strong> côtes de Basse Californie. Nousprésentons ici le profil de fond acquis à travers l'axe fossilede Guadalupe, au sud de l'île éponyme (Figure 11). Denouveau on r<strong>et</strong>rouve <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> de plus en plus étroites<strong>et</strong> d'amplitude de plus en plus faible à proximité de l'axefossile. Dans ce cas cependant, un profil magnétique defond a été réalisé sur une croûte d'âge semblable, dans unerégion tectoniquement peu perturbée située 900 km au sudde la zone d'étude. La comparaison <strong>des</strong> deux profils defond perm<strong>et</strong> de reconnaître clairement <strong>des</strong> détails dechacune <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> 5A à 5AD, <strong>et</strong> donc de dater sansambiguïté l'arrêt de l'expansion de la partie la plus jeune del'anomalie 5A (~11.935 Ma d'après Cande & Kent, 1995).Ce dernier exemple illustre clairement la nécessité dedisposer de profils magnétiques de fond de référence, pourpouvoir reconnaître <strong>des</strong> "séquences de paléointensité"comme l'on reconnaît aujourd'hui <strong>des</strong> séquences de polarité.Bien que la validité globale de tels profils de référence resteà démontrer, on peut néanmoins être raisonnablementoptimiste sur ce point, dans la mesure où 1) lesenregistrements sédimentaires provenant de régionséloignées (situées cependant pour la plupart dans les zonesintertropicales) montrent une grande reproductibilité pourles derniers millions d'années, 2) les micro-<strong>anomalies</strong>observées à la surface <strong>des</strong> océans présentent également <strong>des</strong>variations très semblables entre bassins très éloignés (e.g.,Cande & Kent, 1992b; Gee <strong>et</strong> al., 1996), <strong>et</strong> 3) lesenregistrements de très haute résolution acquis surl'anomalie 5 au large de la Californie (Bowers <strong>et</strong> al., 2001)semblent présenter les mêmes variations qu'un profil deeptow réalisé aux antipo<strong>des</strong> de c<strong>et</strong>te région, sur la dorsalecentrale indienne, lors de la campagne Magofond 25r.1r-1nE5r.1nProfil 1 revertedW10 kmProfil 210 km5ACW5AB 5AA5AB5AD 5AC 5AA5A’5A’5A5A5A’5A’5r.1n5AA5r.1r-1n5AB5AA 5AB 5AC5ADEProfil 110 kmFig. 11: Données magnétiques de fond à travers la dorsale fossilede Guadalupe, au large de la Basse Californie, dans l'océanPacifique (trait gras, milieu). Ces données sont comparées à cellesacquises sur un profil de référence situé 900 km au Sud, à traversune croûte océanique normale, sans variation notable du tauxd'expansion (traits fin, haut <strong>et</strong> bas), perm<strong>et</strong>tant ainsi de reconnaîtrela forme détaillée <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> <strong>et</strong> de dater avec précision l'âge del'extinction de la dorsale de Guadalupe.5ACW5ADE
a)CIR500SurfacenT0CIRDeep tow0 km 10Fig. 12: Comparaison <strong>des</strong> données magnétiques de surface <strong>et</strong> defond acquises à travers l'anomalie 5 dans les océans PacifiqueNord <strong>et</strong> Sud (Bowers <strong>et</strong> al., 2001) <strong>et</strong> sur le flanc Africain de ladorsale centrale indienne (campagne Magofond 2, Dyment <strong>et</strong> al.,1999). Bien qu'acquis à <strong>des</strong> altitu<strong>des</strong> <strong>et</strong> à <strong>des</strong> taux très différents(par exemple, respectivement 200 m <strong>et</strong> 30 km/Ma pour la dorsaleJuan de Fuca, 800 m <strong>et</strong> 20 km/Ma pour la dorsale centraleindienne), on r<strong>et</strong>rouve les mêmes fluctuations géomagnétiques deplus grande période sur les profils.(Figure 12). L'enjeu à long terme n'est autre quel'établissement d'une courbe <strong>des</strong> variations d'intensité duchamp géomagnétique couvrant les 160 derniers millionsd'années. Outre son intérêt pour dater les <strong>fonds</strong> océaniquesavec une précision jusqu'alors inégalée, une telle courbeserait d'un grand intérêt pour l'étude du champ magnétiqu<strong>et</strong>errestre <strong>et</strong> du fonctionnement du noyau de notre planète.ConclusionsEn interprétant les <strong>anomalies</strong> magnétiques océaniquescomme résultant de l'expansion <strong>des</strong> <strong>fonds</strong> océaniques, Vine<strong>et</strong> Matthews (1963) ont permis l'acceptation générale de laTectonique <strong>des</strong> Plaques. Depuis, grâce à ces <strong>anomalies</strong>, lamajeure partie <strong>des</strong> <strong>fonds</strong> océaniques ont été datés, ce qui apermis de reconstituer leur histoire <strong>et</strong> celle <strong>des</strong> continentsadjacents.Des difficultés empêchent néanmoins de compléter lacarte globale de l'âge <strong>des</strong> <strong>fonds</strong> océaniques (Cande <strong>et</strong> al.,1989; Müller <strong>et</strong> al., 1997; Figure 1). En eff<strong>et</strong>, pour êtreviable, la méthode de <strong>datation</strong> <strong>des</strong> <strong>fonds</strong> océaniques par les<strong>anomalies</strong> magnétiques scalaires enregistrées en surfacerequiert un vecteur aimantation d'orientation distincte de ladirection d'allongement <strong>des</strong> structures, l'absence deperturbations magnétiques d'origine externe, uneoccurrence suffisamment fréquente <strong>des</strong> inversions pouroffrir une résolution satisfaisante, <strong>et</strong> enfin une tectoniquerelativement régulière favorisant l’identification <strong>des</strong>équences longues. Ces conditions ne sont pas toujoursremplies, générant divers problèmes. Un problèmeméthodologique, qui annule ces <strong>anomalies</strong> dans le cas delinéations subméridiennes proches de l'équateur, est lié à lanature <strong>des</strong> <strong>anomalies</strong> scalaires mesurées <strong>et</strong> trouve sasolution dans la mise en œuvre de magnétomètresvectoriels. Un problème géomagnétique, l'altération <strong>des</strong><strong>anomalies</strong> enregistrées aux hautes latitu<strong>des</strong> <strong>et</strong> dans uneétroite ceinture équatoriale par les variations temporelles duchamp magnétique externe, trouve sa solution dans la miseen œuvre de magnétomètres gradiométriques. Un problèmepaléomagnétique, l'occurrence de longues pério<strong>des</strong> demême polarité (notamment entre 83 <strong>et</strong> 118 Ma) qui limitentla résolution temporelle de la méthode, trouvera peut-être sasolution dans la découverte de nouveaux marqueursgéomagnétiques au sein de ces longues pério<strong>des</strong>. Unproblème géologique enfin, celui <strong>des</strong> séquences d'<strong>anomalies</strong>trop courtes pour pouvoir être datées de manière univoque,rencontrées dans <strong>des</strong> bassins tectoniquement complexes,d'arrière arc, ou encore isolés par un saut de dorsale, trouvegénéralement une solution dans l'acquisition de donnéesmagnétiques de haute résolution, par l'usage conjoint demagnétomètres de surface <strong>et</strong> deep tow . Bien que lesbassins océaniques qui ne sont pas encore datés de manièresatisfaisante ne représentent que 20 à 30 % de l'ensemble<strong>des</strong> <strong>fonds</strong> océaniques, ils correspondent souvent à <strong>des</strong> zonesclés pour la compréhension globale de l'histoire tectoniquede notre planète.Comme on l'a vu, une partie importante <strong>des</strong> difficultésrencontrées trouve sa solution dans l'application d<strong>et</strong>echnologies en grande partie disponibles, maismalheureusement encore trop peu usitées. Lesmagnétomètres scalaires <strong>et</strong> vectoriels sont <strong>des</strong> instrumentspeu coûteux, <strong>et</strong> même les centrales d'attitude deviennentabordables, perm<strong>et</strong>tant d'envisager toute une gammed'instruments complémentaires: magnétomètres vectorielsde bord, magnétomètres vectoriels tractés en surface ou enprofondeur <strong>et</strong> couplés à une centrale d'attitude;magnétomètres vectoriels adaptés à divers véhicules sousmarins;magnétomètres scalaires de fond; combinaison deplusieurs magnétomètres scalaires de manière à mesurer lesgradients horizontaux <strong>et</strong> vertical du champ…Une autre partie <strong>des</strong> difficultés rencontrées peut êtrelevée en réalisant <strong>des</strong> levés magnétiques de hauterésolution, à l'aide de magnétomètres de fond tractés ouinstallés sur un submersible. Comme l'ont montré lesexpériences menées dans <strong>des</strong> régions présentant <strong>des</strong> tauxd'expansion très différents, la croûte océanique magmatiqueest un bon enregistreur <strong>des</strong> fluctuations complexes del'intensité du champ géomagnétique. L'obtention demarqueurs temporels supplémentaires, excursions ouvariations d'intensité du champ géomagnétique, perm<strong>et</strong>ainsi d'allonger les séquences considérées <strong>et</strong> de diminuer laprobabilité d'erreur dans la reconnaissance de cesséquences. Par ailleurs, le critère de forme détaillée dechaque anomalie perm<strong>et</strong> <strong>des</strong> identifications plus fiables. Larestitution de ces variations sur les profils magnétiques defond ne dépend que du taux d'expansion <strong>et</strong> de l'altitude <strong>des</strong>levés magnétiques effectués. Ces profils magnétiquesdevraient donc perm<strong>et</strong>tre de dater les <strong>fonds</strong> océaniques avecune résolution jusqu'alors inégalée.
-30˚-60˚-30˚-60˚Observed <strong>anomalies</strong>AUSANTAUS150˚ 180˚ 210˚ 240˚ANTNZ-10 -8 -6 -4 -2 0 2 4 6 8 10 nTModeled <strong>anomalies</strong>NZ150˚ 180˚ 210˚ 240˚Fig. 13: (Haut) Anomalies magnétiques observées par le satelliteMagsat à 400 km d'altitude dans le sud-ouest de l'océan Pacifiqueaprès réduction. (Bas) Anomalies modélisées à la même altitude.Les intensités d'aimantation sont contraintes par la carte <strong>des</strong> âges<strong>des</strong> <strong>fonds</strong> océaniques (Müller <strong>et</strong> al., 1997) <strong>et</strong> l'échelle <strong>des</strong>inversions géomagnétiques (Cande & Kent, 1995), les directionspar les mouvements relatifs <strong>des</strong> plaques (Royer <strong>et</strong> al., 1992) <strong>et</strong> lespôles paléomagnétiques de l'Afrique (extraits <strong>des</strong> cartes globalesde Dyment <strong>et</strong> Arkani-Hamed, 1998).Le concept développé 40 ans auparavant par Vine <strong>et</strong>Matthews (1963) pour expliquer les <strong>anomalies</strong> magnétiquesenregistrés à la surface <strong>des</strong> océans reste donc valide dansune gamme d'échelles bien plus vaste que celle initialementconsidérée par ces auteurs. Comme on l'a vu ci-<strong>des</strong>sus, lesdonnées magnétiques de fond, deep tow <strong>et</strong> submersible,perm<strong>et</strong>tent d'atteindre une résolution spatiale kilométrique,ou encore une résolution temporelle de l'ordre de 10 à100 ka. Inversement, les <strong>anomalies</strong> liées à l'expansion <strong>des</strong><strong>fonds</strong> océaniques apparaissent aussi sur les donnéesmagnétiques satellitaires, (LaBrecque & Raymond, 1985;Toft & Arkani-Hamed, 1992; Cohen <strong>et</strong> Achache, 1994;Fullerton <strong>et</strong> al., 1994; Dyment <strong>et</strong> Arkani-Hamed, 1998;Purucker & Dyment, 2000), à <strong>des</strong> longueurs d'onde variantde 200 à 2000 km, comme le montre l'exemple de l'océanPacifique du sud-est représenté en Figure 13.RemerciementsCe travail représente le résultat de nombreux proj<strong>et</strong>s menésau cours de huit années passées dans l'Unité de RechercheAssociée puis l'Unité Mixte de Recherche "DomainesOcéaniques" du CNRS <strong>et</strong> de l'Université de Br<strong>et</strong>agneOccidentale à Brest. Je remercie les équipes scientifiques<strong>des</strong> campagnes Tammar, Magofond 1, Magofond 2,Gimnaut <strong>et</strong> Famex ainsi que les équipages du N.O. Nadir,N.O. Marion Dufresne <strong>et</strong> N.O. L'Atalante qui ont permisd'acquérir une grande partie <strong>des</strong> données présentées ici.Ces travaux n'auraient pas été possible sans la collaborationétablie depuis 1995 avec Kensaku Tamaki <strong>et</strong> son équipe del'Ocean Research Institute de Tokyo, dont Chiori Tamura,Keizo Sayanagi, <strong>et</strong> Michiko Yamamoto. La collaborationfructueuse développée avec nos collègues G.C.Bhattacharya <strong>et</strong> A.K. Chaubey du National Institute ofOceanography indien sous l'égide du CEFIPRA a permis deprésenter l'exemple <strong>des</strong> bassins d'Arabie <strong>et</strong> de Somalieoriental. Je tiens à saluer mes étudiants, Chie Honsho,Morgane Ravilly, Anna Fulop, Sébastien Gac, VincentDrévillon, Mitsuko Kitazawa <strong>et</strong> Claire Bouligand, auxquelssont dus certains <strong>des</strong> résultats présentés ici. Un grand mercienfin à mes collègues Yves Gall<strong>et</strong>, Christophe Hémond,Pascal Gente, Philippe Patriat, Marcia Maia, ChantalTisseau, Jean Goslin, Pascal Tarits, Jean-Yves Royer,François Michaud <strong>et</strong> Nobukazu Seama pour les discussionssur divers aspects présentés ici. Les gouvernements de l'IleMaurice <strong>et</strong> du Mexique ont permis d'effectuer <strong>des</strong> travauxdans leurs zone économique exclusive durant lescampagnes Magofond 2, Gimnaut, <strong>et</strong> Famex.RéférencesBanerjee, S.K., The magn<strong>et</strong>ic layer of the oceanic crust - Howthick is it? Tectonophysics, 105, 15-27, 1984.Berggren, W.A., D.V. Kent, J.J. Flynn & J.A. Van Couvering,Cenozoic geochronology, Geol. Soc. Am. Bull. 96, 1407-1418,1985.Bhattacharya, G. C., A.K. Chaubey, G.P.S. Murty, K. Srinivas,K.V.L.N.S. Sarma, V., Subrahmanyam & K.S. Krishna,Evidence for seafloor spreading in the Laxmi Basin,northeastern Arabian Sea. Earth Plan<strong>et</strong>. Sci. 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