b Les courants marins

Les courants marins sont provoqués par l’action des vents et les différences thermiques et de salinité.

50

1. Courants de surface

Les vents repoussent des masses d’eau et créent des courants de surface dont l’action est sensible jusqu’à une profondeur de 100 à 200 m. Il faut remarquer que l’équilibre entre la poussée du vent et la force de Coriolis aboutit à un courant de surface faisant en fait un angle de 45° par rapport à la direction du vent, angle qui augmente en profondeur (spirale d’Ekman) ; le courant moyen qui en résulte est perpendiculaire à la direction du vent, vers la droite dans l’hémisphère nord, vers la gauche dans l’hémisphère sud.

A l’endroit où se forme le courant de surface, la surface de la mer se creuse et provoque une remontée d’eau sous-jacente (« upwelling »), tandis qu’à l’endroit où le courant rencontre un obstacle (une côte), la surface se gonfle et provoque un flux descendant (« downwelling »). Les courants de surface affectent peu ou pas du tout les masses d’eau profonde.

Schéma de circulation thermohaline du Gulf Stream et des courants profonds dans l’Atlantique, l’Océan Indien et le Pacifique conduisant au brassage et à l’oxygénation des eaux profondes

(Fig. : http://www.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/intro.pt/planete_terre.html). 2. Courants profonds

Des courants de surface, comme le Gulf Stream, transportent des masses d’eau dans des régions glaciaires où elles se refroidissent fortemment. A -2° environ, elles atteignent leur densité maximale et coulent alors vers le fond de l’océan. Ces eaux, lorsqu’elles atteignent le fond, se déplacent latéralement sur des distances considérables jusqu’à leurs points de remontée (dans des zones d’upwelling). Cet apport d’eaux froides de la surface et le brassage océanique qui en résulte ont

deux conséquences : un refroidissement général et l’oxygénation des zones profondes des océans (qui y permettent le développement d’une vie profonde).

Ce système de circulation thermique ne peut être mis en place que si des conditions climatiques très froides existent dans les hautes latitudes (climat global avec glaciations, voir plus loin), ce qui ne fut pas toujours le cas. Ainsi, durant la plupart des périodes géologiques, les températures étaient globalement plus élevées qu’actuellement et n’ont souvent pas permis cette circulation profonde. Il en est résulté des masses d’eau profondes moins froides, mais surtout dépourvues d’oxygène et par conséquent sans aucune vie (à l’exception de bactéries anaérobies). Ce phénomène a souvent eu des conséquences énormes sur les environnements marins anciens et par conséquent sur la nature des dépôts géologiques.

4.V

Le niveau marin subit des variations qui provoquent des transgressions marines (avancées de la mer sur les terres émergées par montée du niveau marin) ou des régressions marines (reculs de la mer par descente du niveau marin). Ces variations peuvent être relatives et ne se dérouler que dans une région déterminée, ou être globales et affecter au même moment toutes les régions du globe. Les variations relatives résultent de mouvements du substratum continental sous l’action de phénomènes tectoniques (pour simplifier, quand le « sol » monte, la mer descend et vice versa). Les variations globales ont plusieurs origines :

- thermique, la variation de température des masses d’eau océaniques peut entraîner une

augmentation ou une diminution de leur volume. On estime qu’une augmentation de 1°C de la température de tous les océans entraîne une augmentation de volume qui provoque une élévation de la surface de 1 m. Ce phénomène reste cependant négligeable à l’échelle géologique et par rapport aux deux suivants car la température globale moyenne des océans fluctue dans une fourchette d’une dizaine de degrès ;

- tectonique, la remontée du fond des océans dans les zones de formation des croûtes océaniques

(dorsales), suite à la remontée de l’asthénosphère (dilatation thermique), laisse moins de volume au réservoir océanique et provoque par conséquent une élévation du niveau marin. L’arrêt de ce processus provoque un « dégonflement » de la dorsale (détumescence

thermique) et une augmentation consécutive du volume disponible pour les eaux marines. Ce

phénomène est de très longue durée (plusieurs dizaines à quelques centaines de millions d’années). Il induit des variations du niveau marin de quelques dizaines à quelques centaines de mètres. Son mécanisme est étudié dans le chapitre consacré à la tectonique des plaques ;

- glacio-eustatique, qui est dû à la fonte ou à l’augmentation du volume des glaces

continentales. Lors de la formation des inlandsis et des calottes glaciaires, d’importantes quantités d’eau sont soustraites au cycle de l’eau (évaporation - transport atmosphérique - précipitation - écoulement - retour dans les mers - évaporation...). Il en résulte une descente générale du niveau marin correspondant à la quantité d’eau fixée dans les glaces continentales. A l’inverse, la fonte de ces glaces provoque une remontée du niveau marin qui peut être de quelques dizaines à plus d’une centaine de mètres. Lors de la fin de la dernière glaciation, elle fut d’environ 120 m. A certaines époques, comme au Crétacé, il n’y avait pas (ou très peu) de cycle glaciaire – interglaciaire, et par conséquent pas (ou très peu) de glacio-eustatisme et le niveau des mers était plus haut qu’aujourd’hui.

La formation d’inlandsis et de calottes glaciaires, et plus généralement les cycles climatiques, répondent à des phénomènes astronomiques. Par exemple, la modification de la forme de la trajectoire de la Terre autour du soleil, depuis une trajectoire fortement elliptique jusqu’à une trajectoire presque circulaire, provoque des différences d’ensoleillement à certains moments de l’année, mais aussi géographiques (aires continentales de hautes latitudes, froides et soumises à une forte nivation ; circulations particulières de courants marins, etc.).

52

Depuis le début des temps phanérozoïques, toutes les conditions nécessaires à la formation de grandes masses glaciaires continentales, comme celles que nous connaissons aujourd’hui, n’ont été réunies qu’au sommet de l’Ordovicien, au Carbonifère supérieur et au Permien inférieur, et depuis environ 2,6 millions d’années (limite Pliocène - Quaternaire).

On appelle « climat global avec glaciations » l’état de la biosphère qui y correspond. Ce climat global alterne les « périodes glaciaires » et « interglaciaires » (nous sommes actuellement à la fin d’un interglaciaire) et il n’implique pas qu’il fasse froid partout (la température reste élevée dans les zones intertropicales même pendant les maximums de refroidissement glaciaire). Ces climats globaux avec glaciations n’occupent qu’une faible partie des temps géologiques qui, le reste du temps, sont soumis à des « climats globaux sans glaciation ».

5.V

’

a. « Climats avec glaciations » (nature actuelle

Dans la nature actuelle, la présence d’oxygène dans les eaux marines résulte de trois phénomènes : - l’échange de gaz entre l’eau et l’atmosphère au travers de la surface séparant ces deux milieux ; - l’activité photosynthétique des algues qui, par consommation du C du CO2, produit de l’O2 ;

- le brassage océanique qui amène en profondeur des eaux de surfaces riches en oxygène.

Variation des teneurs en O2, en CO2 et en composés azotés (matière organique) de l’eau de mer en

fonction de la profondeur. La zone à oxygène minimum (Z.O.M.) résulte principalement de la décomposition de la matière organique coulant depuis la zone photique.

Le premier phénomène ne concerne que la tranche supérieure de l’eau soumise à l’action de la houle, qui en provoque le brassage et la diffusion de l’O2. Le deuxième ne peut être réalisé que dans

la tranche d’eau suffisamment éclairée par la lumière solaire pour permettre la photosynthèse (zone

euphotique). Elle est de l’ordre d’une cinquante de mètres d’épaisseur en eau limpide.

L’oxydation de la matière organique des dépouilles du plancton qui coulent lentement consomme l’O2 présent et libère du CO2. Cette oxydation provoque une chute de la concentration en oxygène

dès une centaine de mètres de profondeur et atteint son maximum (zone à oxygène minimum ou ZOM) entre 800 et 1.200 m environ.

Plus bas, l’essentiel de la matière organique ayant été oxydé, le taux d’oxygénation remonte lentement, alimenté par le brassage océanique profond.