La Vie dans les océans

barre dorée

Article source:http://www2.ggl.ulaval.ca

http://www2.ggl.ulaval.ca/personnel/bourque/s3/vie.oceans.html

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.

On trouvera dans cette deuxième partie de la section 3, les rubriques suivantes. Cliquez sur la fenêtre pour accéder à la rubrique désirée.

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.

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 à une production importante par les photosynthétiseurs. 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 continental. 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.

 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.

 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.

schéma:2.ggl.ulaval.ca

schéma:
ggl.ulaval.ca

Une des barrières récifales les mieux développées, et la plus longue, est la Grande Barrière d’Australie qui se situe à la marge nord-orientale 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.

schéma2.ggl.ulaval.ca

schéma
ggl.ulaval.ca

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 récifale.

 

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 tectonique qui le supporte s’éloigne de la dorsale qui la forme, à cause de son refroidissement progressif. Parce qu’il est transporté par une portion de 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.

Schéma.ggl.ulaval.ca/

Schéma
.ggl.ulaval.ca/

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.

Schéma.ggl.ulaval.ca/

Schéma
.ggl.ulaval.ca/

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.

schémaggl.ulaval.ca/

schéma
ggl.ulaval.ca/

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.

Schémaggl.ulaval.ca/

Schéma
ggl.ulaval.ca/


http://www.pacific-promotion.com.fr/ Pour de magnifiques vues aériennes illustrant l’écosystème récifal des atolls, visitez ce site. Choisir d’abord Photothèque dans le menu, puis Recherche par mots clé. Dans la boîte de dialogue Mots-clé, choisir Aérienne, puis cliquer Choisir au moins un mot: vous obtenez 215 photos sur 27 pages (ne pas oublier de cliquer sur la drôle de petite flèche à droite pour passer à une autre page!). Bon voyage.

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, la dorsale des Galapagos et la dorsale du Pacifique à 13° N, qui ont été étudiées en détails, chacune comprenant quatre sites. 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.

.ggl.ulaval.ca

.ggl.ulaval.ca

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 symbiotes.

 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’amoniaque (NH3).

 Cette découverte des oasis des fonds océaniques est importante. Non seulement est-elle venue bouleverser notre compréhension de la vie au fond des océans, mais aussi remettre en question nos hypothèses sur l’apparition de la vie sur terre .

L’océan régulateur de températures et de salinité.

Les océans couvrent 70% de la surface de la planète et forment un réservoir énorme qui agit comme un régulateur très important. Nous nous limiterons ici qu’à deux aspects du rôle de grand régulateur qu’est l’océan: l’océan régulateur des températures atmosphériques et l’océan régulateur de sa propre salinité. Nous verrons plus loin (section 3.4) que l’océan joue un rôle primordial dans plusieurs grands cycles biogéochimiques, entre autres, les cycles de l’oxygène et du carbone.

L’océan régulateur des températures atmosphériques

Il y a une nette relation entre la circulation des eaux océaniques et les températures atmosphériques. Les courants de surface sont reliés au régime des vents et contribuent à réguler les températures atmosphériques. Durant la période estivale, l’océan absorbe les fortes radiations solaires, les stocke sous forme de chaleur et redistribue ensuite cette dernière grâce au divers courants océaniques de surface qui déplacent les masses d’eau chaude vers les latitudes polaires et les masses d’eau froide vers les zones équatoriales et tropicales où elles viennent se réchauffer.

schémaggl.ulaval.ca/

schéma
ggl.ulaval.ca/

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 marqués: 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. C’est la circulation thermohaline.

schémaggl.ulaval.ca/

schéma
ggl.ulaval.ca/

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 fameux phénomène El Niño.

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 Na+ (10,56 g/kg), sulfate SO42- (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, un processus qu’on a brièvement abordé au point 2.2.2 et qui est discuté plus en détail, plus loin dans le cadre de certains grands cycles biogéochimiques (section 3.4). 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.

Voici deux ouvrages de vulgarisation très intéressants et de lecture facile:
DUPLESSY, J.-C. et MOREL, P., 1990, Gros temps sur la Planète. Éditions Odile Jacob-Points, Paris, 337p.
DUPLESSY, J.-C., 1996, Quand l’océan se fâche, histoire naturelle du climat. Éditions Odile Jacob, Paris, 277p. La suite du précédent; excellent.

Pour aller plus à fond, un ouvrage académique:
ALLEN, P.A., 1997, Earth Surface Processes. Blackwell Science, 404p.

Cliquez sur l’image « ci-dessous « pour vous rendre  à l’article source et découvrir d’autres articles.

ouverture.pt.nouv

Publicités

Publié 19 décembre 2012 par Sylv1 dans biodiversité marine

Tag(s) associé(s) :

%d blogueurs aiment cette page :