8 juin, Journée Mondiale des océans

*La Journée des océans, célébrée le 8 juin, vise à nous rappeler le rôle des océans comme source de vie partout dans le monde. Il s’agit d’une célébration internationale proclamée il y a dix ans à l’occasion du Sommet de la Terre et des Nations Unies tenu à Rio de Janeiro. Après des débuts timides, cet événement a aujourd’hui une grande ampleur dans le domaine de la sensibilisation à la santé des océans et celui d’une meilleure gestion de l’Océan et de ses ressources.

Un évènement international

Simultanément sur les 5 continents, les Aquariums, Centres de Sciences, Musées, Associations et Institutions d’éducation à l’environnement marin du RESEAU OCEAN MONDIAL proposent à leur public des festivités pleines d’animations ludiques et d’actions concrètes, les petits et grands. Ateliers artistiques et pédagogiques, conférences, nettoyage de plages/de ports, films, contes et concours sont organisés simultanément sur l’ensemble de la semaine ou du week-end autour du 8 juin. Des opérations sont prévues sur les cinq continents, aussi bien en France qu’en Mauritanie, Italie, Etats-Unis Australie ou Danemark.Ce que nous faisons au sein de notre communauté peut avoir des effets positifs ou négatifs sur nos océans. L’eau passe de nos océans à l’atmosphère puis aux terres avant de retourner dans les océans. Les ressources en eau sont limitées et nous ne disposons que des quantités existantes sur Terre. La protection de nos océans commence par celle de nos bassins hydrographiques, et nous comptons sur vous pour l’assurer!

Quatre objectifs principaux :

L’adoption d’une nouvelle perspective en encourageant les individus à réfléchir à ce que l’eau signifie pour eux et aux raisons de lui attacher une grande valeur; La sensibilisation un grand nombre de gens ne réalisent pas la profusion de créatures vivantes et d’habitats dont la beauté n’a d’égale que la diversité, que renferment nos rivières et nos océans, ni l’impact de nos actions sur ces ressources; Le changement de nos habitudes les citoyens doivent être encouragés à devenir les gardiens de nos eaux afin de les préserver pour les générations futures; La célébration que vous habitiez à l’intérieur des terres ou sur la côte, vous pouvez organiser des événements sur le thème de l’eau ou y participer. **Les océans en quelques chiffres Plus de 90% des 10 espèces de poissons les plus pêchés sont en voie de disparition et près de 50% des autres espèces commerciales sont menacées par l’industrie de la pêche, par ailleurs 80% de la pollution des océans provient des terres.Par ailleurs, une pétition a été mise en place conjointement avec THE OCEAN PROJECT pour faire du 8 juin la Journée Mondiale de l’Océan officiellement reconnue par l’ONU. Proposée au Sommet de la Terre de Rio en 1992 par le Canada, la Journée Mondiale de l’Océan a, jusqu’à présent, était peu suivie. Or l’Océan recouvre plus des deux tiers de la Terre. Il joue un rôle essentiel dans la régulation des climats, la qualité de l’air et de l’eau.

**consulter par ailleurs : L’océan, une richesse universelle à protéger  *******************

**un bien sombre tableau…

A l’occasion de la première Journée mondiale des océans, les organisateurs se sont surtout attachés à dénoncer la présence sans cesse accrue de déchets plastique dans la mer, ainsi que l’épuisement des réserves halieutiques en raison de la surpêche.

Selon la FAO (Organisation des Nations unies pour l’alimentation et l’agriculture), pas moins de 80 % des réserves halieutiques mondiales sont actuellement en situation de stress, étant soit surexploitées, soit exploitées au maximum de leurs possibilités, soit considérablement épuisées, soit effondrées, en cours de reconstitution après avoir été surexploitées.

Pascal Lamy, directeur général de l’Organisation mondiale du Commerce (OMC), dénonce tout particulièrement la surpêche, qui menace d’extinction plusieurs espèces de poissons. Il pointe du doigt le système actuel de subventions, qui contribue largement à cet état de fait. « Les gouvernements ont contribué à ce problème en fournissant annuellement près de 16 milliards de dollars en subventions au secteur de la pêche. Ce soutien maintient davantage de bateaux en activité, tandis que les poissons diminuent en mer », dénonce Pascal Lamy.

Au niveau mondial en effet, la somme des diverses subventions accordées à la pêche est estimée à 20 milliards de dollars, soit environ 25% de la valeur générée par le commerce halieutique. Or on estime les pertes économiques directement provoquées par la surpêche à 50 milliards de dollars…

Le système de subventions est donc à réévaluer, estime l’OMC, sous peine de ne bientôt plus rien avoir à subventionner du tout… Selon beaucoup d’observateurs, l’organisation de la pêche au niveau mondial est actuellement comparable à un serpent qui se mord la queue et est à réformer en profondeur. Pascal Lamy signale d’ailleurs que les pays membres de l’OMC sont en train de négocier en ce sens, avec pour objectif de refaire de la pêche un secteur d’activité durable.

Sacs plastiques et autres détritus marins

D’autre part, la Programme des Nations unies pour l’Environnement et la Conservation de l’Océan a publié un nouveau rapport fustigeant la pollution marine, tout particulièrement par une quantité impressionnante de sacs en plastique dérivant sur toutes les mers du monde, ainsi que par du matériel de pêche usagé et abandonné, tels des filets. « La pollution marine est symptomatique d’un malaise plus large, à savoir le gaspillage et la mauvaise gestion persistante des ressources naturelles », déplore Achim Steiner, sous-secrétaire général de l’Onu et directeur général du Programme des Nations unies pour l’Environnement.

Aussi pointées du doigt, les émissions de gaz carbonique qui sont la conséquence du réchauffement climatique, et qui forment de l’acide carbonique au contact de l’eau de mer. Un avis émanant des chercheurs de 70 des plus importantes académies des sciences du monde entier annonce que cette acidification des océans a pris une telle importance qu’elle pourrait devenir irréversible pour plusieurs millénaires.

Jean-Louis Borloo, ministre français de l’Ecologie, de l’Energie, du Développement durable et de l’Aménagement du territoire, a déclaré à l’occasion des Journées de la Mer, organisées du 8 au 14 juin en France, que « la mer et les océans ont été les grands oubliés du 20è siècle ». Toujours en France, un sondage Ifop commandé par l’Agence des aires marines protégées et le journal Le Marin révèle que 90% des Français sont conscients du rôle exercé par l’océan dans la régulation du climat et de la richesse biologique, et que 70% affirment que les mesures de protection de la mer sont insuffisantes.(Futura-Sciences)

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**Vie et structure des océans

Les océans couvrent 70% de la surface de la Planète. Le moins qu’on puisse dire, c’est qu’il s’agit d’un élément important. L’océan est la grande fosse dans laquelle se retrouve, en bout de ligne, les matériaux qui ont été arrachés aux continents. Mais l’océan produit aussi ses propres matériaux sédimentaires, principalement par la Vie qu’elle soutient. Un réservoir d’eau aussi immense ne peut faire autrement qu’agir comme régulateur de grands cycles géochimiques. Dans la seconde moitié du XXème siècle, l’homme a exploré cet océan et y a fait des découvertes étonnantes.

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**Le relief des fonds océaniques est un héritage de la tectonique des plaques.

Voyons d’abord les grandes lignes du relief des fonds océaniques exprimé par la figure suivante.

 

 

 

Le plateau continental, correspondant à la marge de la croûte continentale, est de bathymétrie (profondeur d’eau) très faible comparativement au reste de l’océan, de zéro à moins de 200 mètres. Sa pente moyenne est très faible, 0° 7′ seulement. Le talus continental a une pente de l’ordre de 4° seulement, mais qu’on représente le plus souvent, dans notre iconographie habituelle, comme très abrupte. Par rapport au plateau continental, il s’agit néanmoins d’un changement de pente relativement brusque, créant une rupture de pente importante et marquée. Cette rupture se fait à une profondeur de 132 mètres en moyenne. A la base du talus, il y a une sorte de bombement qu’on appelle le glacis continental-. Toute cette zone qui va, du rivage jusqu’à la base du glacis, forme ce qu’on appelle la (marge continentale.

Le bassin océanique proprement dit est formé de la plaine abyssale (4000 à 6000 mètres de profondeur) et la crête médio-océanique (2000 à 3000 mètres). Des fosses profondes caractérisent le pourtour du Pacifique (la fosse des Mariannes atteint les 11 033 mètres).

On comprend mieux l’origine de ces reliefs lorsqu’on sait comment se forme un océan. La topographie d’une marge continentale a hérité du processus de rifting, d’abord continental, puis océanique. Le plateau continental correspond à la croûte continentale, et la rupture de pente, à la terminaison de cette croûte. La couverture sédimentaire vient adoucir les reliefs de la croûte. Le glacis correspond à l’empilement des sédiments à la base du talus. Dans la figure ci-haut, il s’agit d’une marge océanique dite passive, c’est-à-dire qu’il n’y a pas d’activité tectonique significative: croûte océanique et croûte continentale font partie de la même plaque lithosphérique. Dans la figure qui suit, la marge est dite active, à cause de la collision entre deux plaques. Les fosses profondes correspondent à des zones de subduction et constituent la frontière entre les deux plaques lithosphériques.

• La formation d’un océan

La formation d’un océan se déroule en quatre étapes

L’accumulation de chaleur sous une plaque continentale cause une dilatation de la matière qui conduit à un bombement de la lithosphère. Il s’ensuit des forces de tension qui fracturent la lithosphère et amorcent le mouvement de divergence. Le magma viendra s’infiltrer dans les fissures, ce qui causera par endroits du volcanisme continental; les laves formeront des volcans ou s’écouleront le long des fissures.

La poursuite des tensions produit un étirement de la lithosphère; il y aura alors effondrement en escalier, ce qui produit une vallée appelée un rift continental. Il y aura des volcans et des épanchements de laves le long des fractures.

Avec la poursuite de l’étirement, le rift s’enfonce sous le niveau de la mer et les eaux marines envahissent la vallée. Deux morceaux de lithosphère continentale se séparent et s’éloignent progressivement l’un de l’autre. Le volcanisme sous-marin forme un premier plancher océanique basaltique (croûte océanique) de part et d’autre d’une dorsale embryonnaire; c’est le stade de mer linéaire.

L’élargissement de la mer linéaire par l’étalement des fonds océaniques conduit à la formation d’un océan de type Atlantique, avec sa dorsale bien individualisée, ses plaines abyssales et ses plateaux continentaux correspondant à la marge de la croûte continentale. 

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**Les dépots océaniques

Dans son ensemble, la charge sédimentaire du littoral n’est qu’en transit; en bout de ligne, le gros des sédiments qui proviennent des continents vont se retrouver surtout sur le glacis aux pieds du talus.

 

Une partie de la charge sédimentaire du littoral est transportée vers le large (l’offshore), principalement par suspension. Il s’agit des sédiments à particules fines, soit les boues et les sables très fins. Occasionnellement, lors des grandes tempêtes par exemple, des sables un peu plus grossiers peuvent être amenés dans l’offshore; mais, dans l’ensemble, l’offshore, et particulièrement la marge du plateau continental, se caractérisent par l’empilement de sédiments plutôt fins. L’autre partie de la charge sédimentaire du littoral, soit les sédiments plus grossiers, sables et graviers, est apportée à la base du talus, sur le glacis continental. Ces sédiments sont chenalisés dans les canyons sous-marins qui, à plusieurs endroits, entaillent le plateau continental. Ces canyons sont le plus souvent les vestiges d’une érosion qui s’est faite durant des périodes où le niveau des mers était beaucoup plus bas qu’aujourd’hui; certains prennent leur source tout près du littoral.

Les sédiments y sont transportés par divers mécanismes, tels les avalanches, le glissement en masse, les courants de turbidité, ou la simple reptation (un glissement très lent de la masse sédimentaire). Il se forme des cônes sédimentaires très volumineux à l’embouchure des canyons, de véritables deltas des grandes profondeurs. A la marge du plateau continental, au voisinage de la rupture de pente et sur le talus, l’accumulation des matériaux crée des masses sédimentaires souvent en équilibre fragile et le moindre séisme ou simplement les effets de la surcharge contribuent à briser l’équilibre, amenant fréquemment des avalanches qui entraînent de grandes masses de sédiments qui se déposent sur le glacis et construisent ainsi ce dernier.

La sédimentation à la marge continentale est donc principalement terrigène, c’est-à-dire que les matériaux proviennent de l’érosion des continents. Mais l’océan contribue aussi à produire ses propres sédiments. Le plancton est un des éléments essentiels des océans.

 

Le plancton constitue l’ensemble des microorganismes qui vivent à la surface des océans, dans une couche qui fait jusqu’à plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur et qui dépasse même les 100 mètres par endroits; c’est une véritable soupe organique. Une grande proportion de ces microorganismes possède un squelette minéralisé, soit en carbonate de calcium (CaCO3, le minéral calcite ou aragonite), comme par exemple les foraminifères ou certaines microalgues du nannoplancton, soit en silice (SiO2), comme les diatomées et les radiolaires. Après la mort d’un individu, son squelette devient une particule sédimentaire. Il s’ensuit que la surface des océans produit une pluie continuelle de très fines particules. Cette pluie, composée de matières organiques non encore oxydées (M.O.), de CaCO3 (calcite et aragonite) et de silice (SiO2) produit une couche sédimentaire sur le plancher océanique. Il existe une limite naturelle en milieu océanique qu’on appelle la CCD (carbonate compensation depth = niveau de compensation des carbonates) et qui a une influence importante sur la composition des sédiments des fonds océaniques. Le plancher océanique se trouve par endroits sous ce niveau, mais en d’autres endroits au-dessus de ce niveau.

En somme, le gros des sédiments au large des marges continentales est produit par l’océan lui-même, biologiquement; ces sédiments forment, à la grandeur des plaines abyssales et des zones de dorsales, une couche composée d’un mélange de matières organiques, de silice et possiblement de carbonates, avec des proportions variables d’argiles et de poussières atmosphériques.

Au milieu des années 1970, une découverte étonnante, les sources hydrothermales des fonds océaniques, a mis en évidence un type très particulier de dépôts océaniques: des dépôts métallifères de sulfures massifs. Ces dépôts se font à la faveur d’un système hydrothermal aux dorsales médio-océaniques illustré par le schéma suivant:

 

 

 

Des sources hydrothermales jaillissent de grandes cheminées, les fumeurs noirs, sur les fonds océaniques. Elles proviennent du mélange de deux types de fluides: 1) les( fluides hydrothermaux magmatiques, issus des vapeurs d’eau qui s’échappent du magma qui cristallise; ces fluides hydrothermaux qui peuvent être chargés en métaux dissouts s’infiltrent dans les fractures de la croûte océanique et remontent vers la surface; 2) l’eau de mer qui s’infiltre aussi dans les fractures de la croûte; ces eaux marines ont des températures de l’ordre de 2°C, un pH marin légèrement alcalin de 7,8 et sont oxydantes; elles contiennent passablement d’ions sulfates (SO42-), mais sont très pauvres en métaux. Le mélange se fait en grande profondeur (quelques milliers de mètres). C’est un mélange hydrothermal à 350°C, bien différent de l’eau marine, qui est craché par les sources des fonds océaniques. Il est éjecté avec des vitesses de 2 à 4 cm/sec; il est réducteur et son pH est acide (3,5); il contient de l’hydrogène sulfuré (H2S) et, surtout, il est très chargé en métaux tels que le fer, le manganèse, le zinc et le cuivre. C’est ce qui conduit à une accumulation de sulfures massifs métallifères.

Comme le montre le schéma qui suit, lorsque le mélange de la source hydrothermale rencontre l’eau marine riche en ions sulfates, il se forme d’abord un collet de sulfate de calcium (CaSO4; anhydrite) par précipitation chimique; puis à la faveur d’une réaction chimique entre ce sulfate de calcium et les ions métalliques de la solution chaude, le sulfate est remplacé par les sulfures de fer, de zinc et de cuivre.

La présence d’inclusions d’anhydrite persistant dans les sulfures métalliques témoignent de ce processus de remplacement. Progressivement, se construit la cheminée par croissance de son collet de sulfate de calcium qui, exposée à la solution chaude métallifère, se transforme en sulfure métallique.

Il y a un autre aspect important relié à l’existence de ces sources hydrothermales. Ce système agit comme une pompe très efficace qui aspire l’eau de mer à travers la croûte océanique et la réinjecte dans le bassin océanique au niveau des sources. On évalue qu’il faut de 6 à 10 millions d’années (Ma) pour que tout le volume d’eau des océans passe à travers cette pompe; en d’autres termes, l’eau des océans est recyclée à chaque 6 ou 10 Ma.

• A – Les courants de turbidité

Un mécanisme de transport et de sédimentation très important qui agit aux marges continentales, dans les canyons sous-marins, sur les deltas des grandes profondeurs ou sur le talus continental, est le courant de turbidité qui, d’un point de vue géologique, présente une fréquence élevée. L’exemple du courant de turbidité qui a eu lieu le 18 novembre 1929 à la marge des Grands Bancs de Terreneuve est un bon exemple qui permet de mieux comprendre ce mécanisme de transport des matériaux. La vitesse et la progression de ce courant de turbidité ont été particulièrement bien documentées grâce à la rupture des cables télégraphiques sous-marins qui reposaient sur le fond. Un séisme dont l’épicentre se situait sur le talus continental au sud de Terreneuve a causé un gigantesque glissement de terrain qui a mis en suspension des tonnes de sédiments formant un courant dense (turbidité) qui s’est écoulé sur le fond marin et s’est étalé sur une distance de plus de 800 km sur la plaine abyssale de Sohm.

Tous les câbles sous-marins dans le secteur du séisme ont été brisés instantanément. Les autres câbles, plus distants, ont été coupés à mesure qu’ils étaient fauchés par le courant de turbidité. La progression du courant est indiquée par l’heure à laquelle chaque câble a été brisé (pour le besoin de la démonstration, le temps 00h00 sur le schéma correspond au déclenchement du courant.

La vitesse maximum du courant a été évaluée à 95 km/h. Environ 100 km3 de sédiments furent transportés et épandus sur une surface de 100 000 km2 en une seule couche de quelques centimètres d’épaisseur. Une telle couche s’appelle une turbidité. La répétition de tels événements durant la vie d’une marge continentale (plusieurs millions d’années) construit d’épaisses séquences sédimentaires contenant des milliers de turbidité.

Un tel mécanisme de sédimentation par courants de turbidité peut paraître, à l’échelle humaine, plutôt exceptionnel et peu significatif. Pourtant, il constitue un mécanisme très important qui a construit d’épaisses séquences sédimentaires anciennes.

Faisons un petit calcul simple pour nous en convaincre. Supposons que dans une région donnée, il ne se déclenche un courant de turbidité qu’à chaque siècle seulement et que chaque courant de turbidité dépose une couche (une turbidité) de 3 centimètres d’épaisseur en moyenne. Sur une période de 1 million d’années (Ma), il se sera déposé 300 mètres de sédiments. Une marge continentale passive peut fonctionner pendant plusieurs millions d’années; par exemple, celle de l’Est de l’Amérique fonctionne depuis près de 170 Ma. On évalue que la marge passive de l’Océan Iapétus, soit cet océan dans lequel se sont déposés les sédiments qui forment aujourd’hui les Appalaches, a fonctionné pendant au moins 100 Ma. Au rythme postulé, il se serait déposé 30 000 mètres (30 kilomètres) de sédiments durant cette période de 100 Ma.

Evidemment, ce calcul est simpliste: la fréquence et l’épaisseur des turbidité peuvent être très variables; les phénomènes de compactions des sédiments ne sont pas pris en compte, pas plus que la quantité des sédiments qui se déposent par suspension entre les coulées de turbidité. Il concrétise néanmoins l’ampleur du phénomène à l’échelle géologique. Il n’est donc pas surprenant de constater que les sédiments de la marge de l’Océan Iapétus qui forment aujourd’hui les séquences rocheuses d’une grande partie de la rive du Bas St-Laurent-Gaspésie, de Québec à Cap-des-Rosiers, soient constituées d’épaisses séquences à turbidité qui se mesurent en plusieurs milliers de mètres d’épaisseur.

• B – Le niveau de compensation des carbonates (CCD)

Il s’agit d’un niveau en milieu océanique, sous lequel le carbonate de calcium (CaCO3) se dissocie, c’est-à-dire que lorsque des particules de CaCO3, comme celles qui viennent du plancton, atteignent ce niveau, elles sont dissoutes et se retrouvent dans l’eau sous leur forme ionique Ca²⁺ et HCO3-. Ce niveau est contrôlé par la température de l’eau. Il se situe à des profondeurs variables selon la latitude et la nature de la circulation océanique; aux tropiques, il se situe autour de 6000 mètres de profondeur.

La CCD exerce donc une influence sur la composition des sédiments des fonds océaniques. Les couches supérieures de la surface océanique produisent une pluie de matériaux fins composés de matières organiques, de CaCO3, de SiO2, ainsi que d’une certaine quantité d’argiles décantées de la sédimentation terrigène et de poussières atmosphériques qui se déposent à la surface des océans.

Durant la sédimentation de ce matériel, une partie de la matière organique est oxydée par l’oxygène libre de l’eau marine, mais une autre partie atteindra le fond sans être oxydée. Au-dessus du niveau de compensation des carbonates (CCD), les sédiments du fond océanique auront la même composition que la pluie originelle, moins une certaine quantité de matières organiques. Sous la CCD, les carbonates sont dissouts dans la colonne d’eau; il en découle qu’en général les particules d’aragonite et de calcite n’atteindront pas le fond.

• C – Sources hydrothermales des fonds océaniques

Les années 1970 ont vu une découverte absolument étonnante dans le rift des dorsales océaniques: des sources chaudes (hydrothermales) qui déposent des métaux sous forme de sulfures massifs et qui alimentent une vie prolifique qu’on ne croyait pas possible à de telles profondeurs. C’est là une découverte capitale qui est venue éclairer notre conception de la genèse des dépôts métalliques et bouleverser nos idées sur un certain nombre de certitudes en ce qui concerne la vie sur la planète et son apparition. Cette découverte s’est faite grâce aux progrès technologiques qui ont amené la mise au point des petits submersibles. Les forages océaniques du Glomar Chalenger avait bien ramené des dépôts métalliques au début des années 1970, mais on ne savait trop comment les expliquer.

La première expédition utilisant les submersibles a eu lieu en 1974 sur la dorsale médio-Atlantique, au sud-ouest des Açores; elle a été menée par une équipe franco-américaine qui a utilisé l’Alvin et la Cyana. On y a rapporté des dépôts métalliques par 2700 mètres de fond, mais encore là, la chose est demeurée incomprise. Les premières véritables grandes découvertes ont eu lieu en 1977, sur la ride des Galapagos dans le Pacifique, puis en 1978 et 1979 sur la dorsale du Pacifique, à la hauteur de 21° Nord, au large du Mexique. On y a découvert de grandes cheminées qui crachaient des vapeurs noires, comme des hautes termitières percées de trous, des cheminées qui peuvent atteindre une vingtaine de mètres de hauteur. On les a baptisées les fumeurs noirs. Ces cheminées reflétaient la lumière du submersible comme si elles étaient composées de métaux. En fait, on s’est rendu compte qu’elles sont composées de sulfures massifs de fer, de zinc et de cuivre. L’eau qu’elles expulsent est à 350°C, de là leur nom de sources hydrothermales.

Ces sources, on les a d’abord trouvées dans le rift des dorsales, là où il y a du magmatisme de divergence. Ce magmatisme ne se fait pas de façon parfaitement continue; en fait, il y a alternance de périodes magmatiques où il y a intrusions et volcanisme (des périodes généralement courtes) et de périodes de repos où le magma refroidit et cristallise, causant le développement d’une fracturation poussée. C’est durant ces périodes de refroidissement, plus longues, que se forment les sources hydrothermales.

Ces cheminées ne sont pas isolées, mais, sur un site donné, on compte plusieurs cheminées, les unes actives, d’autres inopérantes (mortes). De plus, il n’y a pas que les sources à 350°C, c’est-à-dire les fumeurs noirs qui déposent des sulfures métalliques, mais il y a aussi des sources dites tièdes, à des températures de 15 à 20°C et des sources intermédiaires qui s’expriment sous la forme de fumeurs blancs riches en sulfate de calcium (CaSO4); ces deux derniers types de sources ne précipitent pas de sulfures métalliques. C’est que dans le cas des fumeurs noirs, le mélange des eaux marines et des fluides issues de la chambre magmatique se fait en grande profondeur, alors que dans les deux autres cas, le mélange se fait à des profondeurs plus faibles, entraînant une dilution plus importante des fluides magmatiques dans les eaux marines.

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** la vie dans les océans

Trois zones marines benthiques retiendront ici notre attention, à cause de leur importance géologique: les plateaux continentaux calcaires, l’écosystème récifal corallien et les oasis des fonds océaniques.

• A – Les plateaux continentaux calcaires

Au chapitre de la sédimentation en milieu marin, on a surtout insisté, à la section 3.2.2 ci-haut, sur le fait que l’érosion des continents était le principal contributeur à la charge sédimentaire sur la marge continentale (charge terrigène). Mais cela n’est pas toujours vrai. Il arrive que la vie dans les océans soit si prolifique qu’en certains endroits elle contribue énormément à cette charge sédimentaire.

Ces endroits, ils sont vastes: ce sont les plateaux continentaux et les plates-formes insulaires qui se situent, en gros, entre les latitudes 30° N et 30° S (pour simplifier, disons les mers tropicales). Sur ces plateaux, la vie benthique (celle qui se trouve sur le fond des mers) est abondante, grâce à la combinaison de trois éléments essentiels à sa prolifération: une intensité d’illumination élevée parce qu’en milieu peu profond, une température chaude et une bonne oxygénation de l’eau grâce au brassage constant. Un grand nombre d’organismes sécrètent un squelette calcaire (calcite ou aragonite) qui après la mort de l’organisme contribue à la charge sédimentaire sous forme de particules (charge allochimique). En fait, sur les plateaux des mers tropicales, ce sont essentiellement ces sédiments issus de la production biologique qui dominent. Les beaux sables blancs des plages tropicales en sont un bon exemple. On parle alors de plateaux ou de plates-formes calcaires.

 

Les taux de production des sédiments calcaires sont très élevés: on cite des chiffres de 1 m/millier d’années (Ka), ce qui est énorme à l’échelle géologique. (Le petit calcul fait plus haut sur les taux de sédimentation des turbidites indique un taux de 30 cm/Ka, 3 fois moins qu’ici). A titre de comparaison, le taux de sédimentation terrigène sur le delta du Mississipi est de l’ordre de 4 m/Ka, soit 4 fois plus que pour les calcaires. Mais il faut voir que l’accumulation sur un delta est localisée en un point et ne s’étend pas sur tout un plateau. On peut dire que de façon générale, le taux de la sédimentation calcaire contrôlée par la production biologique dépasse de beaucoup celui de la sédimentation terrigène. La vie produit donc une masse impressionnante de sédiments calcaires et il n’est pas surprenant que les séquences anciennes de roches sédimentaires soit si riches en calcaires.

• B – L’écosystème récifal corallien

Si le gros de la biomasse océanique se situe au niveau du plancton, le maximum de la biodiversité se trouve au niveau des récifs coralliens. En effet, on peut dire que le récif corallien est aujourd’hui le dépositaire et le ceuset de la plus grande biodiversité marine, au même titre que la forêt équatoriale l’est pour la biodiversité terrestre.

Le corail

Le grand responsable de la construction des récifs actuels est le corail. Celui-ci possède un squelette calcaire (aragonite) rigide, sécrété par une colonie de petites organismes (polypes) et est capable d’ériger une charpente solide et volumineuse. Sur cette charpente vient se greffer toute une panoplie d’organismes diversifiés, animaux et végétaux, qui contribuent à construire et à grossir l’édifice; c’est un écosystème complexe, mais extrêmement bien réussi. Les coraux ne tolèrent ni l’eau froide, ni l’absence de lumière. Ils vont construire des récifs en eau chaude (plus de 18°C, préférablement au-dessus de 25°C) et en milieu peu profond à cause de l’abondance de lumière. C’est pourquoi on ne les retrouve que sur les plateaux continentaux et plates-formes insulaires de la zone tropicale. Les édifices coralliens s’élèvent à plusieurs mètres et même dizaines de mètres au-dessus du fond marin. Dans plusieurs cas, ils contrôlent la sédimentation.

L’écosystème récifal corallien est un système très dynamique: forces constructrices et forces destructrices s’y opposent. La croissance des coraux est rapide, amenant une croissance rapide de l’édifice. On cite des taux de 3 cm/année. Par contre, les forces destructrices (énergie des vagues, fluctuations du niveau des mers, changements de températures, prédation, activités anthropiques) peuvent aussi être très efficaces. Selon les forces dominantes, on assistera à la destruction ou à la croissance de l’édifice corallien. En général, si les conditions qui ont amené l’implantation de l’écosystème sont maintenues sur une longue période et ne sont pas perturbées par des événements catastrophiques (comme des changements du niveau des mers reliés aux glaciations ou à la tectonique des plaques), le système récifal maintient une croissance rapide.

Cet écosystème qui repose principalement sur la bonne santé d’un seul élément, le corail, est aujourd’hui en danger.Les récifs coralliens se retrouvent sur les plateaux continentaux calcaires ou les plates-formes insulaires en zone tropicale. Ils forment des barrières à la marge des plateaux continentaux, et on les appelle alors des barrières récifales, ou encore une frange autour des îles volcaniques, et on les appelle des récifs insulaires ou des atolls.

Lorsque les coraux s’implantent à la marge des plateaux continentaux, ils forment une barrière à l’énergie venant de la haute mer.

 

 

 

 

Une des barrières récifales les mieux développées, et la plus longue, est la Grande Barrière d’Australie qui se situe à la marge nord-est de ce continent. Elle borde le plateau continental sur une distance de plus de 2000 km. Elle agit comme un amortisseur par rapport aux processus de la haute mer.

 

 

Les vagues viennent se casser sur le récif. Les coraux devront y être robustes pour résister. Cet amortisseur crée, entre la barrière et la côte, une zone où l’énergie, le brassage, est plus faible: c’est le lagon. Il va s’y développer, entre autres, des récifs isolés où les formes plus fragiles pourront proliférer.

 

 

La barrière de Belize, dans la mer des Caraibes est aussi une très belle barrière récifale. Elle s’étend de la Pointe du Yucatan, au nord, jusqu’au golfe du Honduras, au sud, une distance de plus de 600 km. Au niveau du Yucatan, le plateau continental est très étroit et la ceinture est très près de la côte; il s’agit alors de ce qu’on appelle un récif frangeant. Par contre au niveau du Bélize, la ceinture se situe de 20 à 30 km au large des côtes et forme une véritable barrière.

 

 

Les constructions récifales coralliennes se retrouvent aussi à la marge des étroites plates-formes qui se développent autour des îles volcaniques des arcs océaniques, comme dans le cas des petites Antilles, ou des volcans de point chaud, comme ceux du Pacifique. Quand on parle de récifs coralliens, on évoque le plus souvent ces atolls de la Polynésie, avec de superbes lagons bleus, îles paradisiaques, palmiers, petites huttes de bambous, etc, etc. Ces atolls sont des récifs qui se sont développés après la formation de volcans de point chaud, à mesure que ceux-ci s’éloignent de leur source. Les schémas qui suivent expliquent la formation d’un atoll.

On sait que le plancher océanique s’abaisse progressivement par rapport au niveau marin à mesure que la plaque océanique qui le supporte s’éloigne de la dorsale qui la forme, à cause de son refroidissement progressif. Parce qu’il est transporté par une plaque océanique, un volcan de point chaud va aussi s’enfoncer progressivement à mesure de son éloignement du point chaud qui l’a formé. Il faut aussi tenir compte que le volume de la plaque ainsi que celui de l’appareil volcanique lorsque ces derniers sont à la hauteur du point chaud diminueront à mesure de l’éloignement du point chaud.

Lorsqu’un volcan de point chaud a percé la surface marine pour former une île en zone tropicale, les rives de cette île sont baignées par des eaux chaudes, bien illuminées et oxygénées

 

 

Durant la vie du volcan ou immédiatement après qu’il a cessé son activité, les coraux viennent coloniser les fonds peu profonds et construire tout autour de l’île une frange récifale: c’est le stade initial, le récif frangeant

 

 

Avec le déplacement latéral de la plaque, il y a abaissement progressif de l’appareil volcanique par rapport au niveau marin. Si les coraux sont capables de maintenir un rythme de construction suffisant pour suivre le rythme de l’abaissement, la construction se fait verticalement et délimite peu à peu entre elle et la côte de l’île une zone lagunaire.

 

 

A ce stade, il s’est développée une étroite plate-forme insulaire, avec sa petite barrière récifale et son lagon. Avec la poursuite de l’abaissement de la plaque océanique, le sommet du volcan en vient à être totalement submergé. La construction verticale de la marge récifale forme un anneau, avec au centre le fameux lagon bleu: c’est l’atoll.

 

 

• C – Les oasis des fonds océaniques

Pendant longtemps, en fait jusqu’à la découverte en 1977 des oasis des fonds océaniques associés aux sources hydrothermales, on avait la certitude tranquille que toute la chaîne de la vie sur terre dépendait entièrement de la photosynthèse. La découverte d’un peuplement animal très dense associée aux sources hydrothermales, par 2500 mètres de fond, en absence de toute lumière, avait de quoi bouleverser cette certitude. Les découvertes se sont faites d’abord sur deux zones qui ont été étudiées en détails sur quatre sites pour chacune: sur la dorsale des Galapagos et sur la dorsale du Pacifique à 13° N. Ces sites présentaient une faune si riche qu’on leur a donné des noms évocateurs tels que le Jardin des Roses, le Banc des Moules, le Jardin du Paradis, le Menu Fretin, etc. On sait qu’il n’y a pas que des sources chaudes à 350°C comme celles qui forment les sulfures métallifères. Il y a aussi les sources tièdes, à 15 ou 20°C, et intermédiaires (jusqu’à 40°C); c’est principalement autour de ces sources que se retrouve le peuplement animal. En fait, on a réalisé que la température de l’eau dans les peuplements les plus denses ne dépasse pas les 15°C.

On y a découvert que la biomasse, c’est-à-dire la quantité de matière vivante par unité de volume, est de 10 000 à 100 000 fois plus grande sur ces sites que dans le milieu environnant. Cette biomasse est constituée de formes variées qui pour la plupart sont nouvelles pour la science.

 

 

Parmi les espèces dominantes, il y a de grands vers tubicoles qu’on appelle Riftia, qui vivent dans un tube blanc nacré se terminant par un panache rouge et qui forment des buissons denses, hauts de 2 mètres; à lui seul, un individu de tour de taille de 4 à 5 centimètres peut atteindre 1,5 mètre de long. On y trouve aussi deux espèces de bivalves géants, sortes de moules ou de palourdes, des ophiures, des crabes, des petits gastéropodes, des vers serpulidés, des anémones de mer et des petits crustacées qui ressemblent à des homards.

Plutôt que d’utiliser la lumière comme source d’énergie première pour synthétiser des carbohydrates comme le font les végétaux (processus de la photosynthèse), il y a ici des bactéries qui tirent l’énergie d’un élément chimique très abondant dans le milieu des sources hydrothermales, le soufre. C’est le processus de la chimiosynthèse. Ces bactéries se retrouvent en symbiose dans les tissus des grands vers tubicoles. Dans une certaine mesure, les vers constituent donc le premier maillon de la chaîne alimentaire. On a découvert aussi par la suite que les grands bivalves possédaient eux aussi cette bactérie chimiotrope. Plus tard, on a découvert sur la dorsale de l’Atlantique, des sortes de petites crevettes aveugles qui couvrent de peuplements très denses les parois des cheminées et qui ont elles aussi ces bactéries chimiotropes comme symbionts.

Depuis, on a découvert qu’il existe de tels oasis en dehors des dorsales océaniques et qu’il y a plusieurs situations qui peuvent amener l’émission de fluides sur les planchers océaniques. On y a découvert que la chimiosynthèse ne se limite pas au soufre, car on trouve des faunes qui dépendent d’autres produits tels le méthane (CH4) et l’azote de l’ammoniaque (NH3).

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**Les grands cycles géochimiques des océans

Les océans couvrent 70% de la surface de la planète et forment un réservoir énorme qui agit comme un régulateur très important. Nous examinerons trois aspects du rôle régulateur de l’océan.

• L’océan régulateur des températures atmosphériques

Durant la période estivale, l’océan absorbe les fortes radiations solaires au niveau des zones équatoriales et tropicales, les stocke et redistribue ensuite cette chaleur grâce aux divers courants océaniques qui déplacent les masses d’eau chaude vers les hautes latitudes et les masses d’eau froide vers les zones équatoriales et tropicales où elles viennent se réchauffer.

 

 

Cet échange nord-sud a une forte influence sur les températures atmosphériques. On évalue que s’il n’y avait pas ce régulateur, le flux de chaleur des latitudes méridionales vers les hautes latitudes serait deux fois moindre, avec la conséquence que les contrastes entre les climats seraient encore plus accentués: il ferait plus froid aux pôles et plus chaud à l’équateur.

Les courants profonds ne sont pas directement influencés par le régime des vents, mais sont plutôt contrôlés par les changements de température et de salinité des masses d’eau. Les océanographes ont reconnu un cycle important de la circulation océanique à l’échelle de l’ensemble des océans et à une échelle de temps de l’ordre d’un millier d’années.

 

 

Il s’agit d’une boucle qui prend son origine dans l’Atlantique-Nord où les eaux froides (refroidies par les vents froids du Canada), salées, denses et bien oxygénées plongent vers les profondeurs, s’écoulent vers le sud sur les fonds océaniques tout au long de l’Atlantique, traversent l’Océan Indien, puis remontent vers le nord le long du Pacifique, pour refaire surface dans le Pacifique-Nord, froides et mal oxygénées. Ces eaux se réchauffent et s’oxygènent tout au long de leur parcours en surface, du Pacifique à l’Atlantique, et, refroidies à nouveau dans l’Atlantique-Nord, plongent pour recommencer le cycle. Il faut environ 1000 ans pour un aller-retour. C’est l’océan global (selon Broeker, 1995, Scientific American, v. 273).

Atmosphère et océan forment un couple intimement lié. La circulation atmosphérique influence les courants marins et vice versa. Le meilleur exemple de cette relation intime est le phénomène El Niño, un sujet bien d’actualité (fin 1997).

• L’océan régulateur de sa propre salinité

Qui ne s’est pas demandé un jour pourquoi l’eau de la mer est salée alors que celle des lacs et rivières ne l’est pas ? L’eau marine contient en effet une quantité relativement importante de « sels » dissouts (et non uniquement du sel, NaCl). Les constituants primaires des sels marins sont, par ordre d’importance, les ions chlore Cl- (18,98 g/kg), sodium Na4^2- (2,65 g/kg), magésium Mg²⁺ (1,27 g/kg), calcium Ca²⁺ (0,40 g/kg) et potassium K+ (0,38 g/kg). Sauf pour le calcium dont la quantité peut varier d’un endroit à l’autre, la proportion entre chacun des ions est assez constante à la grandeur des océans. Avec d’autres ions en quantité moindre, ces principaux ions comptent pour 35 g/kg en moyenne dans les océans, qu’on exprime plus communément en pour-mille, soit 35‰, la salinité dite normale de l’océan. On a vu à la section 2 du cours que ces ions peuvent se lier entre eux pour former les minéraux de la séquence évaporitique, la calcite (CaCO₃), le gypse (CaSO₄.nH₂O), la halite (NaCL, le sel de table) et la sylvite (KCl).

D’où viennent ces ions? Tous ces ions proviennent de l’altération superficielle des roches. L’eau qui circule sur et dans les roches s’accapare les ions solubles et les transporte vers l’océan. On évalue que les rivières apportent entre 2,5 et 4 milliards de tonnes de sels dissouts dans les océans chaque année. L’eau s’évapore à la surface des océans, laissant derrière les sels. Une partie de cette eau évaporée (eau pure, sans sel) retourne aux continents où elle ruisselle, altère les roches et rapporte à l’océan de nouveaux sels. À recevoir ainsi continuellement des ions, les océans deviendraient-ils progressivement de plus en plus salés!

C’est ce qu’a cru un scientifique irlandais (John Joly) au début du 20ème siècle. Il faut savoir qu’à cette époque, la radioactivité qui aujourd’hui nous sert à dater les roches n’était pas connue (la méthode n’a été mise au point qu’au milieu du 20ème siècle) et que par conséquent l’âge de la Terre était on ne peut plus mal connu; on s’accrochait à l’âge de 100 Ma que Lord Kelvin avait « calculé » en 1866. Cet irlandais s’est donc dit, à partir d’une vieille idée d’un astronome britannique (Sir Edmund Halley) du début du 18ème siècle, que si l’océan avait commencé à se « saler » au début de l’histoire de la Terre, il ne s’agissait que de diviser le volume total des sels de l’océan actuel par le volume apporté chaque année par les rivières pour connaître le nombre d’années qu’il a fallu pour apporter tout ce sel, donc l’âge de la Terre. Ses calculs l’ont amené à proposer un âge se situant entre 80 et 89 millions d’années, un âge plutôt « conservateur » par rapport à l’âge de 4,55 milliards d’années (4550 millions d’années) que l’on a déterminé par la méthode radiométrique. En fait, si on reprenait les calculs de Joly avec les valeurs des volumes que l’on évalue beaucoup mieux aujourd’hui, on arriverait à un âge de … 13 millions d’années!

Alors, force est de conclure que l’océan se débarasse annuellement d’une quantité de sel égale à celle que lui apportent les cours d’eau. Il faut donc des puits de sel.

Dans certaines régions côtières du Globe, l’évaporation importante contribue à précipiter les minéraux de la séquence évaporitique et à stocker ces sels dans les sédiments et roches sédimentaires.

Le captage de plusieurs ions par les organismes du plancton ou du benthos qui les utilisent pour former leur squelette ou leur coquille minéralisés (CaCO₃, SiO₂); après la mort de l’organisme, les restes minéralisés se déposent sur les fonds marins et sont incorporés dans les sédiments et les roches sédimentaires.

Les embruns marins sont constitués d’eau salée, puisqu’il ne s’agit pas d’évaporation mais carrément de fines gouttelettes transportées par les vents vers les zones côtières continentales.

À la surface des océans, de minuscules bulles d’air viennent éclater (comme à la surface de votre verre de pepsi ou de votre coupe de champagne, c’est selon vos habitudes de consommation) projetant de l’eau salée qui immédiatement s’évapore, laissant de minuscules cristaux de sels qui sont entraînés par les vents ascendants vers l’atmosphère et transportés vers les continents où ils vont se déposer avec les pluies.

En somme, la salinité actuelle des océans ne représente pas le résultat d’une accumulation progressive de sels, mais l’équilibre entre ce qui entre et ce qui sort de l’océan.

• L’océan régulateur de l’oxygène atmosphérique

Un cycle géochimique essentiel à notre survie est en grande partie contrôlé par l’océan. Il s’agit du cycle de l’oxygène libre (O2). Si la vie a pu se maintenir et proliférer à la surface du globe, c’est qu’elle a inventé un mécanisme de défense contre ce poison violent pour elle qu’est l’oxygène. Ce mécanisme, c’est la respiration. En même temps qu’elle inventait ce mécanisme, elle en devenait dépendante.

L’oxygène est essentiellement un sous-produit de la photosynthèse, ce processus qui, à partir du CO2 et de l’eau, utilise l’énergie solaire, la lumière, pour fixer le carbone dans des carbohydrates (CH2O), la matière des premières cellules végétales, ou encore des formes très simples de bactéries. Cette réaction dégage de l’oxygène comme l’exprime l’équation au haut du schéma qui suit.

 

 

Au niveau des continents, la végétation, par exemple les grandes forêts, produit une certaine quantité d’oxygène grâce à l’activité de photosynthèse des végétaux. Une partie de cet oxygène est utilisée par les animaux pour respirer. Une autre partie est utilisée pour oxyder la matière organique morte qui provient des végétaux et des animaux. L’excédant est libéré dans l’atmosphère. Le bilan net, sur plusieurs années, d’une forêt en équilibre est pratiquement nul. C’est-à-dire qu’elle consomme autant d’oxygène qu’elle en produit, ne fournissant aucune quantité significative d’oxygène à l’atmosphère. C’est pourquoi il est exagéré de qualifier la grande forêt amazonienne de poumon de la Terre. (Il y a bien d’autres raisons de vouloir protéger la forêt amazonienne, mais pas celle-là).

C’est l’océan qui pratiquement à lui seul joue le rôle de régulateur de l’oxygène atmosphérique. Le plancton à la surface des océans constitue une biomasse énorme, beaucoup plus grande que la biomasse terrestre. La composante végétale du plancton, le phytoplancton, produit de l’oxygène grâce à la photosynthèse. Comme sur les continents, cet oxygène est utilisé pour la respiration par la composante animale du plancton, le zooplancton, et par les autres animaux marins, ainsi que pour l’oxydation de la matière organique. Cependant, une partie seulement de la matière organique est oxydée, l’autre partie se dépose au fond et est incorporée dans les sédiments (voir au point 3.2.2 ci-haut) où elle est gardée à l’abris de l’oxygène. Cette matière organique sera éventuellement ramenée à la surface sous forme de combustibles fossiles, pétrole et charbon, beaucoup plus tard dans le cycle géologique par les mouvements tectoniques, et elle sera oxydée. Finalement, il y a une partie de l’oxygène océanique qui est libérée dans l’atmosphère. Il s’est établi, depuis le début du Paléozoïque, c’est-à-dire en gros depuis 550 Ma, un équilibre dans ce cycle qui maintient le taux d’oxygène dans l’atmosphère autour de 21%.

• L’océan régulateur du gaz carbonique atmosphérique

L’océan est le régulateur d’un autre gaz atmosphérique important pour notre survie: le CO2. Ce dernier est le responsable de cet effet de serre qui a permis le maintien de la vie sur terre. Le CO2 est un gaz produit par l’oxydation des matières organiques, incluant la respiration des animaux et la combustion des pétroles et des charbons qui sont dérivés de la matière organique. Les volcans émettent aussi une certaine quantité de CO2 dans l’atmosphère. L’océan consomme une grande quantité de CO2, soit en le dissolvant dans l’eau, soit en l’utilisant pour la photosynthèse, soit en l’incorporant dans le CaCO3 pour la fabrication des coquilles des organismes..(Futura-Sciences)

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**l’ONU rappelle la valeur inestimable des mers du globe

 

 

8 juin 2010 – A l’occasion de la deuxième édition de la Journée mondiale des océans (JMO), le Secrétaire général de l’ONU, Ban Ki-moon, a appelé les gouvernements et les citoyens du monde entier à reconnaitre la valeur des océans pour l’humanité et à s’assurer que la pollution des mers par les activités humaines restait sous contrôle. « La diversité de la vie dans les océans est mise à rude épreuve. La surexploitation des ressources marines, le changement climatique et la pollution par des matériaux et des activités dangereuses constituent une grave menace à l’environnement marin », a-t-il rappelé dans un message publié à l’occasion de cette journée.Ban Ki-moon ajoute qu’il en est de même pour les activités criminelles, comme la piraterie, qui ont de « sérieuses répercussions sur la sécurité de la navigation et celle des marins ».

Rappelant ensuite que les océans jouaient un rôle clés dans la vie quotidienne des hommes et occupait une place crucial dans le développement durable, le Secrétaire général de l’ONU a souligné leur importance scientifique, les découvertes qu’elles offrent et qui ont le potentiel d’améliorer le bien-être de l’humanité.

« Si nous voulons profiter de tout ce que les océans ont à nous offrir, nous devons limiter l’impact dramatique des activités humaines », a souligné Ban Ki-moon.

« J’exhorte les gouvernements et les citoyens partout dans le monde à prendre conscience de la valeur considérable de l’océan mondial et à contribuer à garantir sa santé et sa vitalité », a-t-il appelé, invitant les responsables politiques à ne pas se contenter du cadre fixé en 1982 par la Convention des Nations unies sur le droit de la mer (CNUDM).

« Si nous voulons sauver les capacités des océans pour répondre aux besoins de l’humanité, il faut faire beaucoup plus », a-t-il estimé.

La CNUDM a été adoptée en 1982, à Montégo Bay, en Jamaïque, au terme des travaux la 3ème Conférence sur le Droit de la mer. Entrée en vigueur le 16 novembre 1994, la convention définit les principes généraux de l’exploitation des ressources de la mer. Elle créé aussi le Tribunal international du droit de la mer, « compétent pour connaitre les différends relatifs aux droit de la mer », mais non exclusivement en charge de régler ces différends.

La Journée mondiale de l’océan a été lancée à l’occasion du Sommet de la Terre tenu à Rio de Janeiro (Brésil) en 1992. L’ONU en a fait un rendez-vous annuel en 2009 (résolution 63/111 du 5 décembre 2008). L’objectif de cette manifestation internationale est de sensibiliser le grand public à une meilleure gestion des océans et de leurs ressources. (08.06.2010.)