Morphologie des Océans

A) Quelques chiffres importants

La Terre: sphéroïde de volume 10²¹ m³ et de surface 5.1 10¹⁴ m², aplati aux pôles et renflé à l'équateur.

21 km de différence entre le rayon polaire et le rayon équatorial (6357 km et 6378 km).

En terme de surface, la proportion mer/terre vaut: 2.42 (Fig. 1):

mer: 3.6 10¹⁴ m², soit 70.8%

terre: 1.5 10¹⁴ m², soit 29.2%

La répartition n'est pas régulière, mais plutôt antipodale (Fig. 2):

- pour un hémisphère "terrestre" centré sur Saint Malo, la proportion est de 60.7% pour 39.3%,

- pour un hémisphère marin centré sur Auckland, la proportion monte à 80.9% pour 19.1%.

L'océan glacial Arctique s'oppose à la masse continentale de l'Antarctique, et la plus importante masse terrestre (Eurasie + partie de l'Afrique) s'oppose à l'Océan Pacifique.

Attention: continuité de la masse océanique globale (par rapport à l'océan péri-antarctique). La distinction Pacifique, Atlantique, Indien, ..., est purement académique.

Attention: problème de référence pour ces calculs: que choisir comme niveau 0 ?

La marée, le vent, la pression atmosphérique, les caractéristiques de l'eau (T et S) , la fonte éventuelle des calottes glaciaires à certaines périodes du climat de la Terre et des modifications de la morphologie de la surface terrestre influent sur son niveau.

En France, on choisit comme niveau 0 le niveau des plus basses marées observées. Ce n'est pas le cas en Grande-Bretagne (niveau moyen des basses marées).

L'impact est heureusement limité (les différences de définition conduisent à des écarts de quelques mètres seulement) sur l'ordre de grandeur des chiffres suivants.

En terme de volume, les océans représentent environ 1.4 10¹⁸ m³ alors que les terres émergées contribuent pour 10¹⁷ m³ (14 fois moins).

Rapporté au volume de la Terre, le volume des océans n'en représente que 1/800, et 1/4000 de sa masse.

La profondeur moyenne des océans est de l'ordre de 3800 m (alors que l'altitude moyenne des continents vaut environ 840 m). Attention aux rapports d'échelle !

Cela ne représente que 1/1675 du rayon du globe: rugosité sur une écorce d'orange, ou encore pour l'Atlantique un trait à la craie de 3 m de longueur sur 1.5 mm d'épaisseur..., ou encore 1 mm sur une sphère de 1 mètre de diamètre (et encore pour les fosses les plus profondes).

Les océans sont la source d'importantes ressources: nourritures, minerais, énergie, eau, ....

Les interactions entre océan et atmosphère (et glace de mer) influent sur le climat à court terme (temps météorologique) et à long terme (variations climatiques).

B) Petit historique de la connaissance océanique (transparent)

1. Positionnement

Pêche, transport et commerce, guerres, conduits à partir des rivières, ont mené rapidement à une connaissance "visuelle" côtière de l'océan.

L'exploration systématique des océans par les Européens ne commence sans doute qu'au 15^ème siècle. Plus tôt, les Polynésiens et les Mélanésiens, puis les Chinois (au début du 15^ème siècle), sont partis à la découverte des océans Atlantique, Indien, Pacifique, ...

Les Chinois ont ainsi atteint les côtes orientales de l'Afrique avant les Portugais, mais sans développer une colonisation ou du commerce avec ces contrées.

Certains noms comme Christophe Colomb, Magellan, Cook sont restés fameux et ont contribué à l'amorce de la colonisation par les Européens d'autres continents, notamment sous l'impulsion de personnes issues de la noblesse comme Henri le Navigateur, du Portugal, né en 1384 et mort en 1460. Henri fit bâtir un palais, une église, une école pour former des navigateurs et des pilotes (Magellan, Vasco de Gama, Colomb y furent élèves), ainsi qu'un observatoire et un chantier naval.

Pourquoi un tel développement tardif pour ces explorations ? Difficultés de navigation et de repérage, en l'absence de vision de la côte. Dangers multiples liés à la découverte de contrées et de peuples nouveaux...Seul repérage aisé: la latitude.

En faisant abstraction de l'obscurité, des conditions atmosphériques et de l'état de la mer, on peut introduire une notion d'horizon visible: un œil à 5 mètres perçoit l'horizon à 8 km: ?(2Rh), et une tour de 20 mètres se voit à 16 km. Donc les escapades se limitent à 24 km des côtes... Cette notion d'horizon visible reste valable pour les technologies radar (Radio Detection and Ranging), utilisant des ondes radio dans la bande de fréquence 3000-10000 MHz, réfléchies sur les obstacles visibles, mais permettant toutefois une précision de l'ordre de 10 à 200 m.

De nombreux progrès pour le positionnement: navigation céleste (latitude, par mesure d'angles: lune, soleil, étoiles et planètes; mais compliqué...: mouvement, repérage, utilisation d'un sextant à une heure précise du jour ou de la nuit, avec nécessité de viser l'horizon et différents astres, ...), boussole, puis chronomètre (longitude) permettent d'atteindre une précision de 2 à 5 km sur tout le globe. Au 15^ème siècle, quelques problèmes pour apprécier la longitude pour les explorateurs.

Les systèmes de radionavigation ont permis d'atteindre (par des calculs d'interférence, et pour des fréquence de 10 kHz à 2 MHz) des précisions de l'ordre du km sur tout le globe (la courbure de la Terre n'est pas un obstacle). Un calcul d'interférences pour des signaux reçus depuis diverses stations émettrices est utilisé pour déterminer la position du navire.

L'avènement des satellites permet maintenant un positionnement au décimètre près, ou plus usuellement à moins de 100 m (cf. système GPS) ou mieux.

2. Mesures de profondeur

Il suffit de mouiller une ancre...

Ou alors de faire descendre une ligne, avec un lest à son extrémité. La méthode est valable pour les faibles immersions, mais problématique autrement (courants et dérive, vent, déformation de la ligne, poids de l'ensemble ligne + ancre, ...). Le temps de descente et de remontée d'une ligne étaient également prohibitifs (plusieurs heures pour de fortes profondeurs). On n'était pas sûr non plus d'avoir réellement touché le fond !

Premier essai dans l'océan ouvert ? Sans doute Magellan, au début du 16^ème siècle, qui ne réussit pas à atteindre le fond du Pacifique (central) avec ses lignes...

La première véritable expédition océanographique est celle du Challenger (1872-1876) (Fig. 3), pour la couronne britannique. Et le nombre de lignes est resté très limité (300) en 3 ans et demi: le positionnement restait en fait également hasardeux.

L'ensemble des mesures réalisées par le Challenger a été publié (50 volumes !). Cette expédition est donc considérée comme le point de départ de l'étude scientifique des océans.

Note anecdotique:

Columbia: cf. Robert Gray, fin 18ème siècle, exploration North Atlantic River.

Discovery: cf. voyage de James Cook (avec Endeavour).

Atlantis: premier navire de la Woods Hole Oceanographic Institution.

Avènement des écho sondeurs dans les années 1920. Il devint alors possible de documenter assez précisément la structure topographique des bassins, et notamment l'existence des reliefs les plus marqués (dorsales, zones de sillons et fractures).

Principe: des pulsations sonores (5-30 kHz) sont envoyées vers le fond, puis récupérées. L'intervalle entre mesure et émission renseigne sur la distance parcourue vers le fond (et retour), pourvu que soit connue la vitesse du son dans l'eau (nous y reviendrons). La mise en œuvre des mesures par écho-sondeurs est rapide et continue.

Sources d'erreur: le mouvement du bateau (plusieurs mètres sur les vagues). La vitesse du son dans l'eau (? 1500 m/s) peut varier de ±4% selon sa température, salinité et pression. Le cône d'étude est lui aussi source d'incertitudes (compter 1.5 km de résolution au fond pour une étude à 3000 mètres, du fait de la divergence du signal sonore). La pente du fond mesuré accentue la divergence du rayonnement réfléchi. Sinon, une précision de l'ordre de quelques mètres est possible (Fig. 4).

Difficile compromis entre instruments à large cône (moins précis mais moins sensibles aux petites échelles spatiales et temporelles) et instruments très "pointus" (très précis, mais inutilisables en mouvement).

Certains composés organiques ou débris biologiques peuvent altérer la mesure en renvoyant un écho à une distance plus petite que celle du fond. Ceci peut d'ailleurs définir une méthodologie de localisation de ces organismes.

Connaît-on parfaitement le fond marin désormais ?

Motifs: exploration et exploitation des fonds sous-marins, navigation sous-marine, connaissance de la circulation profonde.

La réponse est "de mieux en mieux": avec des instruments de plus en plus sophistiqués: sonars à balayage embarqués sur "véhicules" sous-marins isolés des mouvements de surface (une cinquantaine de mètres de profondeur). La précision de la mesure devient alors excellente, mais limitée dans l'espace.

Exemple type de positionnement marin nécessairement très précis: emplacement d'une tête de forage sur le fond marin.

3. Apport des satellites

Les satellites apportent maintenant des compléments d'information estimables sur la profondeur océanique, notamment pour les régions faiblement fréquentées.

Comment ? Par la mesure moyenne du géoïde, surface de gravité égale autour de la Terre, qu'épouserait la surface du milieu fluide en l'absence de mouvement (sans vent et courant donc).

La surface du géoïde présente des creux et des bosses (de l'ordre de 200 mètres à l'échelle du globe) parce que l'épaisseur et la masse volumique de la croûte et du manteau terrestre ne sont pas uniformes (Fig. 5).

Pour les océans, les ondulations du géoïde correspondent grossièrement à la bathymétrie: plus grande hauteur d'eau au dessus des dorsales, et plus faible hauteur d'eau au dessus des sillons. Il faut compter environ une dénivellation de 1 m du niveau de la mer pour un relief sous-marin de 1000 m.

Le signal altimétrique doit être impérativement filtré (des vagues, de la marée, de la pression atmosphérique, des courants) en le moyennant, pour arriver à ne retenir que le géoïde (de telles corrections peuvent atteindre 1 mètre sur le niveau de la mer).

Attention: la fraction du signal que l'on filtre peut être utilisée pour étudier les courants océaniques, les marées, ... (discuté dans la suite du cours).

SEASAT, puis GEOSAT, ERS-1 et TOPEX-POSEIDON, et dans un très proche avenir JASON, ont ainsi permis une meilleure connaissance du géoïde, et la découverte de montagnes sous-marines jusqu'ici insoupçonnées (Fig. 6).

C) Traits principaux des bassins océaniques

Les quatre bassins principaux actuels sont: Pacifique, Atlantique, Indien, Arctique.

1. Fonds océaniques

Rappel: la profondeur moyenne des océans est de 3800 m (Fig. 7), alors que l'altitude moyenne des continents n'est que de 840 m.

- plateau (shelf) continental: profondeur maximum de 100 à 300/400 mètres (150 m en moyenne), avec une pente similaire à la zone émergée avoisinante, jusqu'à une rupture de pente, d'extension jusqu'à 600 ou 800 km du rivage (notamment en région de plaines). En valeur moyenne: extension de 350 km, avec pente de 0.4%. Attention zone cependant assez chahutée (avec canyons, ..). Pour des régions montagneuses en bordure d'océan, ce plateau est quasiment absent. On y trouve de fortes similarités avec le relief continental voisin: zone de régression et de transgression marines.

- pente rise (ou talus, slope) continentale: raccord jusqu'aux fonds de 3000 à 6000 mètres. Pente moyenne de 3 à 3.5%, mais aussi jusqu'à 6%, voire localement 25%. C'est la rupture de pente précédente. On trouve souvent une accumulation de sédiments à la basse de cette pente continentale. L'ensemble "pente continentale" et "plateau continental" constitue ce que l'on nomme le "socle continental".

- fonds abyssaux (grands fonds océaniques): c'est la surface "vraie" des grands fonds océaniques, avec une pente moyenne très faible. Il sont couverts de sédiments. Leur profondeur varie entre 3500 et 5500 m.

- fosses océaniques: supérieures à 7000 m (11035 mètres pour la Fosse des Marianes), d'étendue très restreinte, situées près des continents ou des arcs insulaires (volcans sous-marins actifs) et jamais au milieu des grandes cuvettes océaniques.

Note: talus et plateau forment le socle continental, qui définit le trait le plus important du relief du globe, avec un escarpement de 3500 m de hauteur et de plus de 350 000 km de long. C'est également le siège de la transition entre croûte continentale et croûte océanique (voir ci-dessous).

Le raccordement entre socle continental et fond du bassin peut s'opérer de deux manières distinctes (Fig. 8):

- plateau et pente, suivis du bassin;

- plateau et pente, suivis d'une fosse (et d'une dorsale), puis du bassin; un arc insulaire peut éventuellement apparaître avant la fosse, et former une mer intérieure.

C'est le mouvement des fonds océaniques et leurs liaisons avec les continents qui imposent le profil du raccordement.

2. Les sédiments marins

Les sédiments marins recouvrent l'essentiel des fonds des océans (sauf dans les plus grandes pentes, et dans les régions de courants profonds). Le fond réel est ainsi quelquefois difficilement discernable. Les sédiments ont 3 origines principales:

- terrestre: érosion marine des côtes, apports de matériaux terrestres par les fleuves et glaciers, apports par les vents, apports par les volcans, et également météorites et autres poussières;

- chimique: une grande partie des sels dissous présents dans l'eau des rivières précipite au contact de l'océan;

- planctonique ou organique: ce sont les débris minéraux insolubles des êtres vivants dans la mer et cela représente près de la moitié (47%) de la superficie des sédiments océaniques. Leur origine est soit calcaire, soit siliceuse.

Il y a 4 types principaux de sédiments organiques (boues), deux calcaires et deux siliceux (Fig. 9).

- Les sédiments calcaires: boues d'êtres unicellulaires ou mollusques à test (partie dure du squelette: coque, carapace, ...) formé de carbonate de calcium, essentiellement dans les régions chaudes (tropicales et subtropicales).

On distingue les boues à Globigérines (1 cellule, 65% en CaCO₃ et quelquefois 90 ou 95%, 35% de la surface du fond des océans, guère au delà de 5000 m), et les boues à Ptéropodes (petits mollusques, régions tropicales et subtropicales, 74% de CaCO₃, 1% de la surface, 1500 à 3000 m) plus grossières.

- Les sédiments siliceux, provenant d'algues unicellulaires à test siliceux.

On distingue les boues à Diatomées (algues unicellulaires, microscopiques, eaux froides et peu salées, 9% de la surface, dépôt très fin), et les boues à Radiolaires (êtres unicellulaires, rougeâtres car mêlées à des éléments minéraux comme la magnétite ou le manganèse, 1 à 2% du fond des océans, profond).

Les argiles rouges (couleur due aux oxydes ferriques) proviennent ou bien des mécanismes d'érosion et de volcans ou bien plus vraisemblablement de sédiments organiques dont le calcaire a disparu (la pression au fond de l'océan est propice au développement d'acide carbonique qui agit sur le calcaire). Elles recouvrent 28% des fonds marins, à de grandes profondeurs donc (Fig. 10).

Vitesse de dépôt ? Accessible par mesure de la radioactivité de certains éléments (¹⁴C par exemple).

Maximum de 1 cm pour 1000 ans dans l'océan ouvert (on parle de dépôts pélagiques, loin des côtes), jusqu'à plusieurs mètres par 1000 ans au voisinage des côtes (dépôts littoraux: sédiments terrestres, organiques et chimiques, jusqu'à des profondeurs de l'ordre de 1000 m).

Au voisinage des côtes, les matériaux sont sans cesse "triturés" par les vagues, et sont transformés en éléments de plus en plus fins (on parle d'éléments détritiques).

D) Dynamique des fonds marins

1. Généralités

Le tableau récapitulant les profondeurs de l'océan en pourcentage correspond à une vision statique du fond de l'océan, car il y a en fait des modifications lentes continues de la structure des bassins océaniques, qui actives au cours des millions d'années passées ont conduit à la morphologie actuelle de la surface de la Terre.

Dès 1910 Frank Taylor discute la possibilité du mouvement des continents depuis l'équateur vers les régions polaires, dans un passé de la Terre où la rotation était plus rapide.

Notion de dérive des continents, introduite au début du siècle par Alfred Wegener en 1915 (arguments "visuels": lignes de côte, roches, fossiles animaux et végétaux, ...).

Par le passé, de nombreux auteurs avaient remarqué l'analogie entre la côte ouest de l'Afrique et la côte est de l'Amérique du Sud et de l'Amérique centrale (Fig. 11). La similarité de certains sédiments retrouvés sur différents continents a aussi excité la curiosité des scientifiques.

On peut néanmoins signaler l'existence de grandes controverses (conférence en 1929) entre partisans et opposants de cette approche.

Puis tectonique des plaques à partir de 1940 (développement du SONAR), puis de 1950 (travaux consacrés au paléomagnétisme).

Dès les années 1950, la connaissance des dorsales en milieu de bassin ont permis d'élaborer les théories de dérives de continents.

Au niveau des dorsales océaniques, le fond de l'océan s'écarte du fossé (rift) central, comme sur un tapis roulant. Les vitesses peuvent atteindre 20 cm/an de part et d'autre d'une dorsale (Fig. 12).

2. Enveloppes terrestres (cf. diagramme)

La Terre (solide) est constituée de plusieurs enveloppes, dont l'agencement repose sur des propriétés physiques et chimiques bien précises.

Classement chimique:

- Croûte: c'est la pellicule la plus externe de la Terre. Continentale, elle a une composition similaire au granite, et une épaisseur moyenne de 35 km (mais pouvant atteindre localement 90 km), avec une densité 2.7 fois supérieure à l'eau. Océanique, elle est principalement basaltique (roche éruptive, compacte), épaisse de moins de 10 km et 2.9 fois plus dense que l'eau.

- Manteau: 83% du volume de la Terre. Épaisseur moyenne de 2900 km, densité moyenne 4.5 fois supérieure à celle de l'eau. Composition de type basaltique.

- Cœur: principalement métallique (fer et nickel). Épais de 3400 km.

Classement physique:

La température et la pression augmentent toutes deux avec la profondeur, avec des effets opposés sur la solidité de la roche ambiante (une hausse de pression raffermit la roche, à la différence d'une hausse de température).

- Lithosphère (en grec: pierre): c'est l'enveloppe extérieure, froide et rigide, principalement formée de péridotite. Elle forme la croûte et la partie supérieure du manteau terrestre. Plus épaisse en moyenne sous les continents (? 250 km) que sous les océans (? 100km) du fait du principe d'isostasie. S'émiette lorsqu'elle est compressée.

- Asthénosphère (en grec: sans force): chaude, plastique (s'écoule et se déforme sous les effets de pression). Forme l'autre fraction de la partie supérieure du manteau. Épaisse d'environ 700 km. Des plaques de lithosphère peuvent se déplacer au dessus de l'asthénosphère.

- Mésosphère: couche friable (les effets de pression dominent) et chaude. Forme la partie intermédiaire et basse du manteau.

- Cœur externe: liquide, à l'origine du champ magnétique terrestre.

- Cœur interne: solide, c'est la partie la plus dense de la Terre.

Note: les effets isostatiques (en grec: égale stabilité) ou isostasie définissent l'état d'équilibre des différents segments de l'écorce terrestre, et permettent d'expliquer l'agencement des croûtes continentales (les moins denses, donc les plus épaisses et les plus hautes) et océaniques (plus denses, moins épaisses et donc abaissées). Ainsi, les chaînes de montagnes très élevées ont également un socle très profond sous la surface de la Terre (de la même façon qu'un iceberg, voire plus du fait des densités impliquées).

3. Plaques et limites

Le changement de la forme des bassins océaniques s'explique par le mouvement des plaques de lithosphère (les océans Indien et Atlantique s'étendent, tandis que le Pacifique se contracte).

Leur bathymétrie évolue également du fait de la modification des propriétés de la roche (au cours de son refroidissement), des processus de sédimentation, de l'érosion par les courants, et du fait des ajustements isostatiques

Deux plaques (de lithosphère) peuvent glisser latéralement (on parle de frontière de plaque, ou limite, transformante ou conservatrice) ou alors s'éloigner (limite divergente ou constructrice) ou s'approcher (limite convergente ou destructrice), au dessus de l'asthénosphère. La Terre ne pouvant s'agrandir avec le temps, il se produit en moyenne autant de destruction de lithosphère que de production.

Aux limites de plaques destructrices sont associées les fosses, tandis qu'aux limites de plaques constructrices sont associées les dorsales océaniques et zones de fractures sous-marines.

Les plaques se meuvent les unes par rapport aux autres (Fig. 13)

4. Frontières divergentes, convergentes, transformantes

- Les frontières entre plaques divergentes correspondent aux dorsales océaniques. C'est là où se créent les bassins océaniques (Fig. 14).

On sait qu'il existe un flux de chaleur qui va du centre vers l'extérieur de la Terre, un flux causé par la désintégration radioactive de certains éléments chimiques et qui engendre des cellules de convection dans le manteau plastique (asthénosphère). À cause de cette convection, il y a concentration de chaleur en une zone où le matériel chauffé se dilate, ce qui explique le soulèvement correspondant à la dorsale océanique. La concentration de chaleur conduit à une fusion partielle du manteau qui produit du magma. La convection produit, dans la partie rigide de l'enveloppe de la Terre (lithosphère), des forces de tension qui font que deux plaques divergent; elle est le moteur du tapis roulant, entraînant la lithosphère océanique de part et d'autre de la dorsale. Entre ces deux plaques divergentes, la venue de magma crée de la nouvelle croûte océanique.

L'étalement des fonds océaniques crée dans la zone de dorsale, des tensions qui se traduisent par des failles d'effondrement et des fractures ouvertes, ce qui forme au milieu de la dorsale, un fossé d'effondrement qu'on appelle un rift océanique. Le magma produit par la fusion partielle du manteau s'introduit dans les failles et les fractures du rift. Une partie de ce magma cristallise dans la lithosphère, alors qu'une autre est expulsée sur le fond océanique sous forme de lave et forme des volcans sous-marins. C'est ce magma cristallisé qui forme de la nouvelle croûte océanique à mesure de l'étalement des fonds.

C'est donc ainsi qu'il se crée perpétuellement de la nouvelle lithosphère océanique aux niveau des frontières divergentes, c'est-à-dire aux dorsales médio-océaniques. Ce sont ces processus qui expliquent comment s'est formé un océan comme l'Atlantique.

- Aujourd'hui, physiciens et astrophysiciens sont assez d'accord pour dire que la Terre n'est pas en expansion. Si la surface de la Terre est un espace fini, le fait que les plaques grandissent aux frontières divergentes implique qu'il faudra détruire de la lithosphère ailleurs pour maintenir constante la surface terrestre. Cette destruction se fait aux frontières convergentes qui, comme le nom l'indique, marquent le contact entre deux plaques lithosphériques qui convergent l'une vers l'autre. La destruction de plaque se fait par l'enfoncement dans l'asthénosphère d'une plaque sous l'autre plaque, et par la digestion de la portion de plaque enfoncée dans l'asthénosphère. Les résultats (séismes, volcans, chaînes de montagnes, déformations) diffèrent selon la nature des plaques (océaniques ou continentales) qui entrent en collision (Fig. 15).

- Un premier type de collision résulte de la convergence entre deux plaques océaniques. Dans ce genre de collision, une des deux plaques (la plus dense, généralement la plus vieille) s'enfonce sous l'autre pour former une zone de subduction (littéralement: conduire en dessous).

- Un second type de collision est le résultat de la convergence entre une plaque océanique et une plaque continentale. Dans ce type de collision, la plaque océanique plus dense s'enfonce sous la plaque continentale.

- Un troisième type de collision implique la convergence de deux plaques continentales. L'espace océanique se refermant au fur et à mesure du rapprochement de deux plaques continentales, le matériel sédimentaire du plancher océanique, plus abondant près des continents, se concentre de plus en plus.

- Les frontières transformantes correspondent à de grandes fractures qui affectent toute l'épaisseur de la lithosphère; on utilise plus souvent le terme de failles transformantes. Elles se trouvent le plus souvent, mais pas exclusivement, dans la lithosphère océanique. Ces failles permettent d'accommoder des différences dans les vitesses de déplacement ou même des mouvements opposés entre les plaques, ou de faire le relais entre des limites divergentes et convergentes (ces failles transforment le mouvement entre divergence et convergence, de là leur nom de failles transformantes).

La fameuse faille de San Andreas en Californie est un bon exemple de cette situation: elle assure le relais du mouvement entre la limite divergente de la dorsale du Pacifique est, la limite convergente des plaques Juan de Fuca-Amérique du Nord et la limite divergente de la dorsale de Juan de Fuca.

5. Dorsales

Les dorsales océaniques sont donc les régions de formation de la nouvelle lithosphère océanique, et représentent (selon la définition adoptée) près d'un tiers de la surface des océans.

C'est du magma basaltique qui apparaît en continu au niveau de l'axe de la dorsale, en repoussant de part et d'autres (à angle droit par rapport à l'axe) les fonds marins, de façon a priori symétrique.

Il existe une relation simple qui lie âge du fond marin et profondeur: la profondeur du fond augmente en fonction de l'éloignement à la dorsale (Fig. 16). Cette relation est empirique mais s'explique comme suit.

La lithosphère est plus chaude au voisinage immédiat de la dorsale, donc moins dense, donc avec plus de flottabilité. Avec le temps (millions d'années...) la lithosphère se refroidit au fur et à mesure qu'elle s'éloigne de sa zone d'apparition. Elle se contracte, "flotte" moins, et s'enfonce plus.

Des reliefs sous-marins aigus, comme dans l'Atlantique, sont associés à des vitesses d'étalement (par rapport à l'axe de la dorsale) lentes (1 à 2 cm par an) alors que des profils moins abrupts (dorsale est Pacifique) sont associés à des vitesses d'étalement supérieures (6 à 8 cm par an).

Le datage "magnétique" des fonds marins permet de mettre en évidence le lent mouvement des fonds: il y a en effet renverse de la polarité du champ magnétique terrestre tous les 100000 à quelques millions d'années. La fraction asthenophérique du manteau qui est injectée dans le fond des bassins océaniques (au niveau des dorsales) se refroidit au deçà du point de Curie des minéraux magnétiques présents dans la roche, et sa polarité (égale à celle de la Terre à cette époque) se fige (Fig. 17).

On ne trouve pas de croûte océanique plus vieille que 160 millions d'années... Les océans sont donc relativement jeunes par rapport à l'âge de la Terre (4600 millions d'années) (Fig. 18).

6. Failles (de transformation) et zones de fracture

Si la faille (zone de faiblesse) initiale entre deux continents (avant de devenir plaques distinctes) ne suit pas exactement l'axe de la direction d'étalement, la dorsale va se constituer en segments (sur l'axe de la direction d'étalement) , avec des failles de transformation (sismiquement actives: frottement latéral) en guise de liens, et des zones de fracture (inactives: pas d'activité sismique) dans leur prolongement (Fig. 19).

La connaissance des zones de fracture peut s'avérer essentielle pour l'étude des écoulements océaniques profonds (mise en communication de l'est et de l'ouest de l'Atlantique par exemple dans la zone de fractures Chain et Romanche).

De part et d'autre des zones de fracture et de faille, la lithosphère (récemment créée) a des âges différents, donc une épaisseur différente, d'où des escarpements marqués dans la direction de la dorsale d'origine.

7. Les fonds sous-marins (42% de la surface)

Les plaines abyssales ont des pentes inférieures à 0.05° (environ 1 m / km). Elles sont parsemées de collines (ou de pitons > 1000 m) sous-marins, sans doute d'origine volcanique.

Ces volcans sous-marins ont des pentes de l'ordre de 25° et donc forment des traits très accentués du relief sous-marin. On associe le plus souvent leur présence au passage d'une plaque (en l'occurrence Pacifique) au dessus de "hot spots" immobiles, mettant régulièrement en communication l'asthénosphère avec le fond marin à travers la lithosphère (Fig. 20).

Le passage de la plaque au dessus de ces "hots spots" entraîne la formation de chaînes de volcans, dont ceux placés à l'une des extrémités (à la verticale du point chaud) sont souvent en activité.

La plaine abyssale: tout le reste... (pente moyenne: 1/1000).

E) Circulation hydrothermale

1. Présentation

La découverte de sources chaudes au fond de l'océan fut une découverte passionnante des années 70. Les black smokers (fumeurs noirs, ou eaux noires) sont les plus spectaculaires, avec des jaillissements d'eau à plus de 350°C, et l'apparition d'un panache de "fumée" noire fait de minuscules particules de métal (Fig. 21).

Pour des températures un peu plus basses (30 à 330°C), la "fumée" est dominée par des particules de baryum blanches, et on parle de white smokers.

Enfin, pour des températures plus clémentes, de 10 à 20°C supérieures à la température de l'eau ambiante (2-3°C), on a découvert des cheminées d'eau chaude (warm-water vents) autour desquelles de développent des écosystèmes inhabituels, comme les tube worms, ... (Fig. 22)

À la différence des autres écosystèmes, la production primaire qui est à sa base ne dépend pas de la photosynthèse (les fonds marins sont obscurs), mais de bactéries qui tirent leur énergie de l'oxydation des composés sulfurés émis par les cheminées.

Ces vers sont rouges (Fig. 23) et dépassent d'une enveloppe appelée tube, qui peut atteindre plusieurs mètres de long. Ils n'ont pas d'estomac mais absorbent directement leur nourriture à même l'eau. Dans leur voisinage on observe souvent d'autres organismes comme de petits crabes (aveugles car sans yeux dans leurs orbites oculaires). Ces crabes servent en fait de racloirs aux vers puisqu'ils viennent nettoyer l'extérieur des tubes.

Une fois la croûte océanique formée, les processus hydrothermaux prennent le relais, quand l'eau de mer circule dans les nouveaux blocs de roche.

On suspecte plus du tiers du fond marin concerné par cette circulation d'eau. Le taux de circulation est a priori suffisamment fort pour permettre (en théorie) à l'ensemble des eaux du globe de passer dans la croûte océanique et d'y être confronté à des échanges d'éléments chimiques entre eau de mer et basalte en quelques millions d'années seulement.

Ainsi la croûte joue comme un tampon sur la composition chimique des océans, et pour certains éléments c'est une source plus importante que les rivières

En fait cette circulation thermale avait été prévue au niveau des dorsales océaniques (vers le milieu des années 60) avant même d'être effectivement observée. C'est notamment l'étude des sources chaudes et geysers d'Islande qui a permis de prévoir que des phénomènes équivalents pouvaient se produire au niveau de la croûte océanique. Ensuite, les premiers forages ont apporté des premiers éléments de preuve, après analyse de blocs de roche basaltique clairement affectée par son contact (et sa réaction) avec l'eau de mer.

2. La nature de la circulation hydrothermale

Les deux caractéristiques essentielles des systèmes hydrothermaux sont:

- ils se produisent dans des régions de fort gradient géothermal, là où la roche brûlante affleure à la surface (juste en dessous d'eau particulièrement froide)

- ils présentent un système de "tuyauterie" (par le biais de l'existence de fractures) permettant à l'eau froide de "percoler" vers le bas dans la croûte, puis de remonter vers la surface sous la forme d'eau brûlante.

Les mouvements descendants occupent une large région spatiale (crevasses, pores, fractures dans la roche), tandis que les mouvements ascendants sont concentrés sur un nombre limité de canaux, et sont donc intensifiés.

La pression exercée par l'épaisseur de l'océan sur le fond marin est telle que l'activité hydrothermale sous-marine est bien plus intense que celle au voisinage de l'atmosphère (phénomène de percolation facilité).

La différence de température entre croûte et océan est principalement marquée au voisinage des dorsales actives (croûte à des températures supérieures à 900°C, avant cristallisation).

3. Principales modifications chimiques associées à la circulation hydrothermale

Les changements affectent aussi bien la roche que l'eau de mer. Ils ont été mis en évidence en laboratoire, avant d'être effectivement observés dans les océans.

- modification de la roche

La roche de composition basaltique se cristallise par contact avec l'eau de mer à des températures inférieures à 900°C

Dans l'eau de mer froide, les blocs de basalte sont érodés (comme cela se passe sur les continents), et oxydés, mais ils sont en même temps "métamorphosés" en d'autres types de roche, après contact avec l'eau de mer réchauffée par son passage dans la croûte.

- modification de l'eau de mer

Il a été possible de comparer une solution d'eau de mer type avec des échantillons prélevés au voisinage d'une activité hydrothermale sous-marine.

Les différences sont nombreuses, mais on peut retenir que lors de sa circulation hydrothermale l'eau de mer perd tout son magnésium et tout son soufre, mais par contre gagne des quantités significatives de calcium, et aussi quelquefois de potassium et de sodium.

On note aussi que les solutions hydrothermales sont plus acides que l'eau de mer standard, et ont un pouvoir réducteur accru.

Il y a en fait une distribution régulière des types de smokers, depuis les cheminées d'eau chaude jusqu'aux black smokers. La température de sortie les différencie, de même que leur teneur en minerais précipités (Fig. 24).

4. Étendue de la circulation hydrothermale

La plupart des smokers blancs et noirs ont été trouvés le long de la dorsale est Pacifique, et au niveau de la dorsale des Galápagos, et plus récemment sur la dorsale médio-atlantique.

En fait la convection hydrothermale se produit sur tout le système de dorsales océaniques, et s'étend latéralement jusqu'aux croûtes âgées d'environ 70 millions d'années, avec une décroissance exponentielle de l'activité avec la distance à l'axe de la dorsale.

Il est possible d'évaluer le taux de passage de l'eau des océans dans cette circulation hydrothermale, à partir de bilans d'énergie (gains et pertes). On trouve qu'en quelques millions d'années, tout le volume océanique est filtré par la croûte océanique. Les flux de certains éléments chimiques au voisinage de la croûte peuvent s'avérer importants, et même excéder l'apport par les rivières.

5. Dispersion de gaz dissous

L'hélium est un gaz léger, rare dans l'atmosphère.

Il correspond à deux isotopes stables, dont le plus répandu est l'hélium 4 (⁴He), produit par la décroissance radioactive de l'uranium et du thorium, tous deux présents dans les sédiments et les roches du fond marin (bien qu'en faible quantité).

L'autre isotope est l'hélium 3 (³He), beaucoup moins répandu, et découvert en 1938 seulement. Sa source est double: formation par bombardement de l'atmosphère par les rayons cosmiques (et disparition rapide vers l'espace), emprisonnement dans les enveloppes intérieures de la planète (au cours de sa formation).

C'est cette dernière origine que l'on peut retrouver au voisinage des dorsales: le rapport entre ³He et ⁴He est trouvé maximal au niveau des cheminées d'eau chaude, et l'on sait que la seule origine pour ³He est le manteau terrestre (et non pas la roche avoisinante).

L'hélium 3 s'avère un traceur idéal de la circulation océanique profonde puisqu'il n'y a pas d'autres sources dans l'océan.

Les autres gaz libérés au voisinage des systèmes hydrothermaux sont le méthane, l'hydrogène et le monoxyde de carbone, tous d'intérêt plus limité pour l'étude de la circulation océanique.

Légende des Figures

Figure 1

Distribution des aires continentales et maritimes. Unité en abscisse arbitraire.

Figure 2

Hémisphère continental (1.2 10¹⁴ m², soit 81% du total) et hémisphère maritime (2.3 10¹⁴ m², soit 63% de la surface des océans).

Figure 3

HMS Challenger (1872), du temps de la Reine Victoria [1819-(1837)-1901], une corvette en bois avec une propulsion duale voile/vapeur.

Son voyage autour du monde (du 7 décembre 1872 au 24 mai 1876), fut organisé par le gouvernement britannique pour collecter des informations sur les océans.

Figure 4

Enregistrement par écho-sondeur, donnant le profil bathymétrique au bord du plateau continental sur le bord est des États-Unis. Le rapport des échelles verticales fait que la pente est exagérée 12 fois environ. Vers 400 mètres de fond, une couche réverbère le signal acoustique, sans doute à cause d'une concentration élevée en débris biologiques ou en organismes marins.

Figure 5

Modèle d'une région à l'ouest de l'Écosse, établi à partir de données altimétriques de SEASAT. On peut noter que le niveau de la mer épouse très bien la topographie de fond. Un relief sous-marin d'un millier de mètres se traduit par une dénivellation de la surface d'environ 1 mètre.

Figure 6

Profondeur mesurée et/ou estimée du fond marin (combinaison de mesures par écho-sondeurs) et de mesures d'altimétrie satellite.

Figure 7

Tableau indiquant les aires occupées (en % de la surface totale) par les différentes profondeurs océaniques.

Courbe hypsographique, établie à partir des pourcentages précédents.

Figure 8

Quelques exemples des 4 principaux types de sédiments organiques (grossissement de 6 à 335).

Figure 9

Distribution actuelle des types dominants de sédiments sur le fond marin. Entraînés par les glaces (clair), calcaire (bleu), silice (jaune), argile rouge (rouge), terrigènes (noir), siliceux + argile rouge (orange).

Figure 10

Reconstruction paléogéographique, à partir de données topographiques, paléoclimatiques et paléomagnétiques. Un océan énorme dominait un hémisphère: la Panthalassa. Un supercontinent occupait l'autre hémisphère (la Pangée), avec deux principales composantes: L'Eurasie et le Gondwanaland. a) Jurassique. b) Crétacé. c) Éocène.

Figure 11

Section ouest-est de la surface de la Terre entre l'Amérique du Sud et l'Afrique.

Figure 12

Diagramme présentant les concepts essentiels de la tectonique des plaques. Des plaques de lithosphère rigide (partie haute du manteau et croûte océanique ou continentale) se déplacent au dessus d'une couche relativement élastique (asthénosphère). Les éléments du manteau s'élèvent au niveau des limites constructrices (comme les dorsales océaniques) tandis que les plaques s'enfoncent dans le manteau au niveau des limites destructrices (fosses océaniques). Au niveau des limites conservatrices, les plaques ne font que glisser l'une par rapport à l'autre.

Figure 13

Agencement mondial des plaques, dorsales océaniques, fosses et fractures, épicentres de tremblements de terre majeurs. Il y a 7 plaques principales et 6 plaques mineures. D'autres moins importantes ne sont pas mentionnées ici. La longueur et la direction des flèches dénotent les vitesses relatives des plaques au cours des derniers millions d'années, en référence à la plaque africaine. La longueur de la flèche donnée en légende équivaut à 5 cm/an.

Figure 14

Les schémas illustrent les quatre étapes de la formation d'un océan.

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. Un exemple de ce premier stade précurseur de la formation d'un océan est la vallée du Rio Grande aux États-Unis.

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. Le Grand Rift américain aux États-Unis en est un bon exemple.

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, comme par exemple la Mer Rouge.

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 limite de la croûte continentale.

Figure 15

Ces figures illustrent le mécanisme de collision de plaques, pour les 3 configurations possibles.

1. On enfonce du matériel moins dense (d?3,2) dans du matériel plus dense (d?3,3), du matériel moins chaud dans du matériel plus chaud. L'asthénosphère "digère" peu à peu la plaque lithosphérique. Il se produit un phénomène de fusion partielle de la plaque engloutie. Le magma résultant (liquide), moins dense que le milieu ambiant, monte vers la surface. Une grande partie de ce magma reste emprisonnée dans la lithosphère, mais une partie est expulsée à la surface, produisant des volcans sous la forme d'une série d'îles volcaniques (arc insulaire volcanique) sur le plancher océanique. De bons exemples de cette situation se retrouvent dans le Pacifique ouest, avec les grandes fosses des Marianes, de Tonga, des Kouriles et des Aléoutiennes, chacune possédant leur arc insulaire volcanique, ainsi que la fosse de Puerto Rico ayant donné naissance à l'arc des Antilles bordant la mer des Caraïbes dans l'Atlantique.

2. Les basaltes de la plaque océanique et les sédiments du plancher océanique s'enfoncent dans du matériel de plus en plus dense. Rendue à une profondeur excédant les 100 km, la plaque est partiellement fondue. Comme dans le cas précédent, la plus grande partie du magma restera emprisonnée dans la lithosphère (ici continentale); le magma qui aura réussi à se frayer un chemin jusqu'à la surface formera une chaîne de volcans sur les continents (arc volcanique continental). De bons exemples de cette situation se retrouvent à la limite du Pacifique est, comme les volcans de la Chaîne des Cascades (Cascade Range) aux États-Unis (incluant le Mont St. Helens) résultat de la subduction dans la fosse de Juan de Fuca et ceux de la Cordillères des Andes en Amérique du Sud reliés à la fosse du Pérou-Chili.

3. Lorsque les deux plaques entrent en collision, le mécanisme se coince: le moteur du déplacement (la convection dans le manteau supérieur) n'est pas assez fort pour enfoncer une des deux plaques dans l'asthénosphère à cause de la trop faible densité de la lithosphère continentale par rapport à celle de l'asthénosphère. Tout le matériel sédimentaire est comprimé et se soulève pour former une chaîne de montagnes où les roches sont plissées et faillées. C'est la soudure entre deux plaques continentales pour n'en former qu'une seule.

4. Toute les grandes chaînes de montagnes plissées ont été formées par ce mécanisme. Un bon exemple récent de cette situation, c'est la soudure de l'Inde au continent asiatique, il y a à peine quelques millions d'années, avec la formation de l'Himalaya.

Figure 16

Relations observées et théoriques entre la profondeur du sommet de la croûte océanique et son âge. La courbe pleine est une moyenne des observations. La courbe en pointillés est obtenue en faisant l'hypothèse qu'une augmentation de la profondeur avec le temps est due à la contraction thermique de la lithosphère (lorsque la plaque refroidit en s'éloignant de l'axe de la dorsale). Les nombres d'anomalie magnétique correspondent aux bandes magnétiques observées sur le fond de l'océan.

Figure 17

Des fragments du manteau asthenosphérique s'élèvent au niveau d'une dorsale océanique pour constituer une nouvelle lithosphère océanique. En s'éloignant de sa région de formation, cette lithosphère se refroidit en deçà du point de Curie des minéraux magnétiques dans les roches, et leur polarité (celle du champ magnétique terrestre de l'époque) se fige.

Figure 18

Carte des âges de la croûte terrestre établie à partir de données magnétiques et de différents modèles de plaques.

Figure 19

L'élévation du fond marin est différente sur des côtés opposés de failles de transformation, et des escarpements sont créés. La zone de transition entre les deux tronçons de la dorsale est sismiquement active (faille de transformation), à la différence de ses prolongements (zones de fracture).

Figure 20

Diagramme schématique de formation d'une chaîne d'îles volcaniques à partir du déplacement d'une plaque océanique sur un point chaud stationnaire. L'âge des îles crées croît dans la direction du mouvement de la plaque.

Figure 21

Trois exemples de black smokers observés au fond de la mer, à proximité d'une dorsale océanique. La couleur de l'écoulement est liée aux minéraux présents dans la solution (précipités) et à la température.

Figure 22

Exemples de tube worms, figures d'un écosystème reposant non pas sur la photosynthèse mais sur l'oxydation des composés sulfurés.

Figure 23

Autre illustration de tube worms, avec une meilleure évidence de leur couleur rouge.

Figure 24

Diagramme schématique de la circulation hydrothermale. Du fait des hautes pression ambiantes, l'eau de mer percole dans la roche sur un vase domaine, puis ressort de la croûte sur une zone moins étendue donc avec des vitesse plus importantes (jaillissement). De nombreux minéraux précipitent dans l'écoulement lorsque celui-ci traverse les cheminées localisées au niveau de l'axe de la dorsale. La couleur du jaillissement dépend des éléments présents. De nombreux gaz sont aussi relâchés et peuvent être utilisés pour suivre la circulation océanique locale