La surface de la Terre est recouverte à 70% par des étendues d’eau marine dont les plus importantes sont des océans. Un océan est principalement constitué par une croûte océanique, à la différence d’autres étendues d’eau marine telles que les mers ayant un plancher continental. L’ensemble des océans possède des caractéristiques communes mais chacun présente des particularités les distinguant. Dans cet article, nous nous focaliserons sur l’océan Atlantique. Ce dernier est délimité par les continents Europe, Afrique, Amérique ainsi que par l’Antarctique et le Groenland (fig. 1).

Traiter de la géologie de l’océan Atlantique demande à s’intéresser d’une part aux aspects tectoniques en étudiant la naissance et l’évolution de cet océan depuis le stade rifting jusqu’au début de la subduction. D’autre part, il est aussi crucial de discuter des masses d’eau formant cet océan. En effet, ces dernières subissent des mouvements horizontaux et verticaux induits par des mécanismes qui seront détaillés dans cet article. De plus, de par la chaleur massique élevée de l’eau, ces mouvements véhiculent de l’énergie pouvant interférer avec le climat local. Sur les côtes, l’océan entre en interaction avec les continents et reçoit entre autres des apports détritiques variables selon la position des grands fleuves. Par ailleurs, le milieu aquatique est un environnement propice à la vie pour de nombreux organismes. Ceci se reflète par la présence de sédiments biogènes dans l’océan Atlantique.

Comment l’océan Atlantique a-t-il été mis en place et quelle est son évolution au cours des temps géologiques ? Quelles sont les dynamiques des masses d’eau formant cet océan et en quoi est-il un bassin sédimentaire de grande ampleur ?

L’océan Atlantique : lieu de divergence lithosphérique

La morphologie du plancher de l’océan Atlantique

La bathymétrie du fond océanique peut être étudiée à l’aide de plusieurs méthodes. Une première méthode consiste à utiliser le temps de parcours d’ondes acoustiques émises par un sonar. En connaissant leur vitesse, il est ainsi possible de cartographier les fonds. Cependant, cette technique nécessite qu’un bateau puisse naviguer sur toute la superficie de l’océan…

Depuis plusieurs dizaines d’années, les satellites peuvent mesurer l’altitude de la surface de l’océan : il s’agit de l’altimétrie radar. Après quelques corrections remédiant à la déformation de la surface océanique liée aux marées, aux courants et à la pression atmosphérique, il est possible de déduire la morphologie du fond océanique à partir de l’altimétrie de la surface de l’océan. En effet, puisqu’un relief sous-marin possède une masse, sa présence génère un champ de gravité local déviant alors le vecteur gravité « g » global. De plus, la surface de l’eau est une équipotentielle de gravité, orthogonal au vecteur g global. Ainsi, la surface de l’océan suit les mêmes ondulations que le fond océanique (fig. 2).

De telles techniques d’études permettent de faire ressortir un profil bathymétrique de l’océan Atlantique caractérisé par une profondeur moyenne égale à 3 900 m (fig. 3). En détails, ces profils montrent que les continents se prolongent sous les masses d’eau sur des dizaines voire centaines de km : c’est le plateau continental. S’ensuit une zone de transition avec la lithosphère océanique appelée talus. C’est à ce niveau que les profondeurs maximales sont atteintes. De plus, à la base de ce talus s’accumulent des sédiments formant une rupture de pente nommée glacis. Ce dernier laisse place ensuite aux plaines abyssales, parfois interrompues par une chaîne de volcans et des fractures, la dorsale océanique orientée Nord-Sud. Celle-ci coupe l’océan Atlantique en deux parties ; sa profondeur au somment est d’environ 2 500 m hormis aux endroits où elle émerge comme en Islande. Plus précisément, cette dorsale océanique présente une vallée axiale prononcée et une largeur de quelques dizaines de km. De plus, elle est recoupée par de nombreuses failles perpendiculaires à son axe : il est question de failles transformantes. Certaines d’entre elles traversent tout l’océan comme celle de la Romanche par exemple.

À l’approche de certains continents ou arcs insulaires, la transition entre la lithosphère continentale et océanique se caractérise par un fort approfondissement, pouvant aller jusqu’à 8 605 m au large de Porto Rico : il s’agit d’une fosse océanique. Au sein de l’océan Atlantique, deux fosses sont remarquables au niveau de l’arc des Caraïbes et à proximité des Iles Sandwich.

Après avoir étudié la morphologie du plancher de l’océan Atlantique, qu’en est-il de sa structure ?

La structure de la lithosphère océanique atlantique

La composition de la lithosphère océanique de l’océan Atlantique a pu être révélée par des méthodes sismiques à savoir les sismiques réflexion et réfraction. Ces dernières ont montré la présence de plusieurs couches (fig. 4), toutes caractérisées par une vitesse de propagation des ondes sismiques typiques :

• les sédiments : v = 2,2 km/s ;
• les basaltes en coussins : v = 5 km/s ;
• les gabbros et serpentinites : v = 6,7 km/s ;
• les péridotites du manteau : v = 8,1 km/s.

En effet, cette vitesse des ondes sismiques est dépendante de paramètres physiques des matériaux, directement reliés à la nature des roches. Ces paramètres sont le module d’incompressibilité noté K, le module de cisaillement noté m et la masse volumique r. Par ailleurs, selon les ondes sismiques, tous ces paramètres ne sont pas pris en considération. Par exemple, pour les ondes sismiques P, la vitesse s’exprime par l’équation suivante : Vp = Ö((K + 4/3m)/r), alors que pour les ondes sismiques S : Vs = Ö(m/r)

Par ailleurs, l’échantillonnage des fonds marins a offert la possibilité de connaître plus précisément la nature des différentes couches. Dès les années 1970, des submersibles ont pu s’approcher des dorsales et mêmes des plaines abyssales comme le Nautile de l’Ifremer qui est capable de descendre jusqu’à 6 000 m de profondeur. Ces prouesses techniques ont permis de remonter à la surface des échantillons. De plus, des bateaux de forages ont la capacité de récupérer des carottes rocheuses de plusieurs km (ex. programmes Deep Sea Drilling Program ou DSDP).

Ces révolutions techniques ont permis l’établissement d’un modèle de la structure de la lithosphère océanique (fig. 5A). Il est ainsi possible de distinguer, de haut en bas, les couches qui suivent : sédiments, basaltes en coussins, filons de gabbros microgrenus (aussi nommés dolérites), gabbros isotropes, gabbros liés, péridotites serpentinisées et péridotites saines. Toutefois, l’océan Atlantique montre une particularité puisqu’il possède une croûte océanique mince, discontinue et composée de poches de gabbros isolées, avec très fréquemment une absence de complexe filonien (fig. 5B). Aussi, une autre originalité réside dans la minéralogie. En effet, la croûte océanique Atlantique repose sur un manteau de nature lherzolitique.

Par ailleurs, certaines roches de cette lithosphère océanique présentent des caractéristiques atypiques puisqu’elles sont capables d’enregistrer le champ magnétique lors de leur refroidissement. De cela, des scientifiques ont alors démontré un mouvement d’expansion au niveau de la dorsale Atlantique.

D’une expansion au niveau de la dorsale Atlantique jusqu’à la mise à nu du manteau lithosphérique

Le paléomagnétisme des roches : un argument majeur de l’expansion océanique

Apparu au début du XXe siècle, le paléomagnétisme consiste à mesurer l’aimantation de morceaux de roches présentant en leur sein des minéraux dits ferro-magnésiens qui ont enregistré le champ magnétique terrestre lors de la solidification du magma. Des scientifiques se sont aperçus que le champ magnétique mesuré changeait de polarité plusieurs fois selon l’éloignement à la dorsale.

En outre, ces inversions ou anomalies du champ magnétique terrestre ont été datées par la mesure de l’âge des sédiments reposants au-dessus des roches basaltiques ayant enregistrées ce dernier. Il s’agit ainsi d’une datation relative. De ce fait, une échelle magnétostratigraphique a pu être établie initialement sur les 5 derniers millions d’années (fig. 6).

L’exploration des océans a permis de faire une compilation des anomalies magnétiques. Ces dernières mettent en lumière une structure dite en « peau de zèbre ». Puis en 1963, Vine et Matthews ont présenté des exemples pouvant s’expliquer par l’éloignement de la croûte océanique basaltique formée au niveau de la dorsale. La datation du plancher océanique a permis de donner des estimations des vitesses d’expansion pour les périodes géologiques récentes.

Un autre argument à l’expansion océanique à partir de la dorsale vient corroborer le précédent. La localisation des séismes sur les failles transformantes (failles situées entre deux segments de dorsales) mais également leurs mécanismes au foyer montrent un jeu décrochant opposé au sens de décalage apparent au niveau de la dorsale (fig. 7). C’est alors que les scientifiques ont obtenu la confirmation que le mouvement d’expansion océanique se manifeste symétriquement de part et d’autre de la dorsale.

Cette expansion océanique entraine des mouvements des plaques avoisinantes. Comment ses mouvements peuvent-ils être caractérisés et quels sont leurs moteurs ?

La cinématique de l’océan Atlantique

Pour mesurer la vitesse de divergence, soit la vitesse moyenne sur plusieurs millions d’années, il est possible de l’obtenir à partir des fonds marins. En effet, il faut diviser un temps par une distance pour ainsi obtenir une vitesse. La direction du vecteur vitesse est parallèle à la faille transformante la plus proche. Cette méthode pouvant s’appliquer sur les périodes passées, la mesure de la vitesse de divergence peut aussi s’effectuer par des techniques indépendantes quantifiant l’écartement des continents bordant l’océan Atlantique (ex. Global Positionning System ou GPS, Détermination d’Orbite et de Radiopositionnement Intégrés par Satellite ou Doris et Very Long Base Interferometry ou VLBI).

À partir des différentes méthodes évoquées ci-avant, l’océan Atlantique se caractérise par une dorsale lente avec actuellement une vitesse allant de 6,3 mm/an au Nord de l’Islande à 17 mm/an dans l’Atlantique Sud (fig. 8). Une telle différence de vitesse tout du long de la dorsale s’explique du fait de la rotondité de la Terre. Celle-ci impose des mouvements de plaques en rotation et non une translation. De plus, sachant qu’une plaque est rigide, ces différences de vitesse ne peuvent être accommodées que par des déformations de type cassant, expliquant ainsi la présence de failles transformantes.

Par ailleurs, la cinématique absolue du mouvement des plaques demande un repère absolu, autrement dit fixe. Généralement, les points chauds de l’océan Atlantique sont utilisés : Islande, Açores, Canaries, Cap vert, Fernando, Sainte-Hélène, Tristan, Vema, etc. Précisément, la cinématique absolu des plaques nécessite un découpage rigoureux des plaques Amérique du Nord, Amérique du Sud, Eurasie et Afrique. Les deux premières sont séparées au niveau des Caraïbes par une faille transformante. Les deux autres sont aussi séparées par une faille transformante au niveau de Gibraltar.

La vitesse d’expansion de ces quatre plaques peut être due aux quelques subductions en périphérie. En effet, au niveau des zones de subduction, la plaque plongeante (slab), plus dense que le manteau environnant, plonge par gravité et tire toute la plaque lithosphérique : on parle de slab pull. En outre, même s’il existe un moteur de poussée à la ride (appelé ridge push), sa faiblesse justifie l’observation d’une faible vitesse d’ouverture de cet océan (fig. 9).

Quand l’ouverture de l’océan Atlantique a-t-elle eu lieu ?

L’ouverture de l’océan Atlantique : chronologie et conséquences

L’étude de la carte de l’âge des fonds océaniques met en évidence des portions lithosphériques les plus âgées au niveau des marges passives (fig. 10). Ces dernières correspondent aux premiers stades de la formation de l’océan Atlantique. Par ailleurs, la carte des anomalies magnétiques offre l’opportunité de retracer les différents stades de l’ouverture. En effet, il s’agit de faire coïncider chaque anomalie située de part et d’autre de la dorsale pour obtenir la configuration qui correspond à l’époque de leur formation. De cela, il est possible de dessiner la progression de l’expansion ainsi que les variations de sa vitesse au cours du temps. L’ouverture initiale de l’Atlantique s’est faite entre 10° et 50° de latitude au Jurassique. Cette ouverture s’est poursuite au Sud durant le Crétacé. Ceci a engendré une rotation antihoraire de l’Afrique à l’origine des Alpes, Pyrénées et Gibraltar. Pour finir, l’Atlantique Nord s’est ouvert au Tertiaire.

En détail, durant la période entre -200 et -180 millions d’années, l’Eurasie bien séparée du Gondwana par l’océan Téthys commence à s’éloigner des Amériques et de l’Afrique. De -180 à -130 Ma l’Amérique du Sud et l’Afrique sont encore solidaires. Toutefois, l’Amérique du Nord se détache de ces deux continents mettant alors en place la première partie de l’océan Atlantique. De -130 à -85 Ma, en parallèle de l’ouverture de l’Atlantique médian, l’Atlantique Sud se forme par la séparation de l’Amérique de Sud avec l’Afrique. Enfin, de -85 Ma à aujourd’hui, l’Atlantique médian et Sud continuent à s’ouvrir, en même temps que s’ouvre l’Atlantique Nord entre le Groenland et l’Europe (fig. 11). Cette dernière ouverture est associée à la formation des chaînes alpines ainsi que des activités volcaniques situées dans la partie océanique du contact des ces deux plaques, notamment au niveau des Açores.

Comment l’ouverture de cet océan s’est-elle produite ?

Le déchirement des continents au commencement de la divergence océanique et la notion de marge passive

L’étude d’une coupe géologique de la marge européenne au niveau du golfe de Gascogne permet de mettre en évidence la mise en place des marges passives par les discontinuités entre les périodes anté-, syn- et post-rift (fig. 12). En effet, ces discontinuités caractérisent les premières phases d’ouverture de l’océan, notamment par l’observation de blocs basculés et de leurs éventails sédimentaires. L’extension de la lithosphère est un mécanisme d’amincissement de la croûte et du manteau lithosphérique menant à la mise à l’affleurement du manteau au niveau de la zone de transition océan-continent. De plus, la remontée de l’asthénosphère qui s’ensuit provoque un échauffement lors du rifting. Par ailleurs, sont distinguées deux types de marges passives : les marges dites non-volcaniques et les marges volcaniques. Une telle activité volcanique est liée au fonctionnement de panaches lors de déchirures dans l’Atlantique Nord et dans l’Atlantique Sud.

L’expansion de l’océan Atlantique et la convergence de plaques en subduction

L’océan Atlantique est bordé de marges passives dans presque toute son entièreté. Cependant, deux zones de subduction sont constatées : les Caraïbes et les îles Sandwich. Ces zones de subduction sont caractéristiques puisque l’on remarque un prisme d’accrétion, un arc volcanique avec un magmatisme de type calco-alcalin et un bassin d’arrière arc (fig. 13). Ces zones accommodent alors l’extension due aux dorsales océaniques, mais l’ensemble des mouvements est à considérer à une échelle globale, comprenant toutes les plaques lithosphériques.

L’océan Atlantique est un jeune océan, encore chaud. Les subductions à l’Ouest de l’Amérique du Sud ainsi qu’à l’Est de l’Eurasie participent à la divergence des continents qui le bordent. Par ailleurs, des zones de subduction au niveau des portions de lithosphères âgées de l’Atlantique central pourront apparaitre et se traduire par une sismicité le long des côtes de l’Europe ou du Brésil notamment.

La mise en place de l’océan Atlantique s’accompagne d’une activité magmatique intense. Quelles sont les différentes manifestations de cette forte activité magmatique ?

L’activité magmatique au sein de l’océan Atlantique

La production de magma et leur mise en place au niveau de la dorsale

Une remontée mantellique à l’aplomb de la dorsale océanique entretient la divergence lithosphérique (fig. 14). Une telle remontée de matériel chaud permet au manteau asthénosphérique ascendant de connaitre des conditions de pression et température particulière (le solidus péridotitique est recoupé). Ainsi la fusion des diapirs mantelliques ascendants génère des basaltes tholéiitiques, saturés en silice et pauvre en alcalins. Ces magmas sont nommés MORB pour Mid Ocean Ridge Basalt et forment le groupe le plus homogène parmi les différents types de basaltes connus à ce jour.

Les magmas générés en profondeur percolent le manteau jusqu’à atteindre la dorsale. De plus, des études sismologiques tendent à montrer qu’ils n’existeraient pas de grandes chambres magmatiques permanentes sous la dorsale Atlantique. Toutefois, des poches magmatiques de petite taille, plus ou moins éphémères, peuvent être présentes localement. Ces poches alimentent ponctuellement des édifices volcaniques au niveau de l’axe de la dorsale. Les basaltes émis se composent majoritairement de phénocristaux de plagioclase et d’olivine mais aussi de microlithes de même nature. Les laves figées sous une épaisse tranche d’eau froide montrent une texture de trempe caractéristique. En effet, ces laves figées ont une bordure vitreuse en périphérie, et présentent un verre comprenant des minéraux aux morphologies atypiques (ex. cristaux « squelettiques »).

Par ailleurs, dans ce contexte géodynamique, aucune différenciation magmatique poussée n’est remarquée. Les roches volcaniques les plus évoluées et récupérées au niveau de la dorsale sont des ferrobasaltes. Les MORB sont appauvris en éléments les plus incompatibles qui se concentrent des les liquides magmatiques. De plus, la signature isotopique des MORB présente des singularités : ces magmas se caractérisent par un rapport isotopique ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr faible et un rapport ¹⁴⁴Nd/¹⁴³Nd très élevé. La source des MORB est donc le manteau supérieur. En effet, ce dernier est appauvri en éléments incompatibles suite à l'extraction précoce de la croûte continentale.

Des panaches magmatiques et la formation d’îles intra-océaniques

Au sein de l’océan Atlantique, des îles comme l’Islande, l’Écosse ou encore le Groenland sont des témoins de provinces magmatiques géantes. Des études de tomographie sismique ont mis en évidence un panache mantellique chaud de 150 km de diamètre au-dessous de l’Islande (fig. 15A). Ce panache mantellique est circonscrit à 400 km de profondeur. Son extension au-delà est encore très débattue notamment du fait des limites de résolutions de la tomographie sismique. L’activité de ce panache est à l’origine du volcanisme récent de l’Islande (fig. 15B). Les laves émises sont hétérogènes et comportent des basaltes tholéiitiques ainsi que des basaltes alcalins et des roches plus évoluées issues de la différenciation de ces laves. Les basaltes tholéiitiques et alcalins présentent une particularités puisqu’ils sont enrichis en éléments les plus incompatibles en comparaison avec les MORB. Cette spécificité géochimique renseigne sur la présence d’un ou plusieurs composants enrichis dans la source de ce magmatisme, source qui serait probablement profonde.

L’émersion de l’Islande est due à la production accrue de magmas, elle-même liée à la décompression adiabatique du panache profond. L’Islande est une île intra-océanique, soit une manifestation en surface d’un panache dont l’activité a mené, au Paléocène, à une rupture des continents qui s’est poursuivie par une ouverture de l’océan Atlantique. De plus, la position des continents formant la Pangée avant l’ouverture de l’océan Atlantique permet de mettre en exergue la localisation ainsi que l’âge de mise en place des grandes provinces magmatiques comme la CAMP (province magmatique en Atlantique central) (fig. 16). Ceci permet également de connaître la séquence d’ouverture de l’océan Atlantique. La mise en place et l’initiation du rifting peuvent être expliquées par un régime extensif au niveau du bombement lithosphérique suite à l’ascension du panache mantellique. De nos jours, nous constatons les traces d’anciens panaches par l’observation de certains points chauds toujours actifs comme Tristant Da Cuña dans l’Atlantique Sud ou l’Islande dans l’Atlantique Nord.

Le refroidissement de la lithosphère océanique Atlantique et sa subsidence

Au niveau de la dorsale, au contact de l’eau froide (environ 2 °C), la lithosphère océanique nouvellement créée se refroidit. Ce refroidissement ains que l’épaisseur et la densité augmentent globalement en s’éloignant de la dorsale. De ce fait, le flux géothermique égal à 200 mW/m² à la dorsale diminue pour atteindre 40 mW/m² au niveau des plaines abyssales. Par ailleurs, le flux thermique mesuré au niveau des fonds océaniques est différent des prédictions données par les modèles de refroidissement thermique conductif de la lithosphère. Une telle différence est expliquée par un refroidissement partiel de la lithosphère de la croûte océanique due à une circulation hydrothermale. De plus, cet écart de température est maximal à proximité de la dorsale et de réduit pour s’annuler lorsque la croûte océanique présente un âge égale à environ 65 Ma. Ceci donne des indications sur l’existence d’un flux thermique hydrothermal à des centaines de kilomètres de la dorsale atlantique. Le refroidissement de la lithosphère tout le long de son trajet depuis la dorsale provoque une augmentation de son épaisseur et de sa densité. Ces deux facteurs sont importants dans la subsidence de la lithosphère océanique.

Après avoir discuté des aspects tectoniques en étudiant la naissance et l’évolution de l’océan Atlantique depuis le stade rifting jusqu’au début de la subduction, l’étude de la géologie de cet océan impose de s’intéresser également à ces masses d’eau.

L’océan Atlantique : une masse liquide en mouvement

La mise en évidence des courants horizontaux et verticaux

Des techniques de mesure directes et in situ existent pour déterminer les courants. Par exemple, ils existent des bouées dérivantes et des courantomètres sous-marins. D’autres techniques mesurent indirectement les courants : il s’agit d’études à partir de cartes de distribution de la température, la salinité ou encore la chlorophylle (fig. 17). Ces études se basent sur le fait que les courants déplacent les limites visibles sur de tels documents. Par ailleurs, des modélisations numériques, calquées sur les équations de la dynamique des fluides et alimentées au départ par des données de salinité et de température, offrent la possibilité d’étudier les paramètres de la circulation des eaux et de fournir des prévisions sur leur évolution. Des courants apportent des informations sur les échanges avec les masses d’eau voisines comme une fuite profonde d’eau au Sud de l’Afrique vers l’océan Indien ou bien une fuite d’eau superficielle en direction de la Méditerranée.

Quels sont les éventuels moteurs à l’origine des courants horizontaux de surface ?

Les vents dominants et les mouvements horizontaux de surface

L’étude des vents et des mouvements océaniques de surface mettent en avant une corrélation entre la direction des vents et celle des courants de surface dans l’ensemble des océans. Ceci est un fort argument pour confirmer le rôle des vents en tant que moteur de la circulation océanique de surface (fig. 18). En détail, le mécanisme impliqué repose sur les forces de friction provoquées par les mouvements atmosphériques. De plus, la force de Coriolis participe à la mise en mouvement des masses fluides. En effet, elle dévie ces masses dans des sens identiques : il s’agit d’un couplage mécanique. Toutefois, la direction du courant est quelque peu déviée par rapport à celle des vents. La circulation des eaux est dépendante de la géographie des frontières de l’océan. L’ouverture de détroits comme le passage de Drake modifie les courants en Atlantique. Ceci met en lumière un lien étroit avec la tectonique des plaques, exemple de couplage entre les géodynamiques externe et interne.

La force de Coriolis est à l’origine de courants ascendants au niveau de certaines cotes. Comment expliquer ce phénomène ?

La dérive d’Ekman et les upwellings

Les vents provenant des terres soufflent les eaux de surface vers le large. Ces dernières sont remplacées par des eaux provenant des profondeurs : il s’agit d’upwellings côtiers (fig. 19). Les eaux profondes apportent des nutriments minéraux favorables à la prolifération du phytoplancton d’où une importante production de matière organique au niveau de ces upwellings (fig. 17). D’autres upwellings côtiers sont constatés là où les vents soufflent de façon parallèle à la côte notamment aux Canaries par exemple. Ces upwellings proviennent à la fois de la force de Coriolis et de la friction entre deux tranches d’eau superposées. C’est alors qu’un courant de surface entraîne les masses d’eau sous-jacentes, avec toutefois une vitesse plus faible due aux pertes d’énergie par frottements et dissipation de l’énergie dans tout le volume d’eau. La force de Coriolis dévie un objet en mouvement sur sa droite (pour l’hémisphère Nord).

Les courants sont également déviés vers la droite et de haut en bas de la colonne d’eau telle une spirale : la représentation graphique de ce phénomène est appelée spirale d’Ekman (fig. 20). Le courant de dérive ou géostrophique est orienté à 45° vers la droite par rapport au vent. Cette spirale d’Ekman peut s’observer jusqu’à 200 km de profondeur.

Par ailleurs, outre les upwellings côtiers, des upwellings hauturiers existent aux latitudes équatoriales. En effet, les vents Alizés de part et d’autre de l’équateur génèrent des courants de surface qui, avec la force de Coriolis, circulent en sens opposé. C’est ainsi que la divergence des eaux de surface entraîne un appel d’eau profonde.

La circulation des eaux de surface est étroitement liée à la circulation des eaux profondes. En effet, au niveau du Groenland, les eaux de surface plongent et entre alors dans la circulation des eaux profondes. Ce plongement nord-atlantique est impliqué plus généralement dans la circulation globale des masses d’eau entre les différents océans : il s’agit de la circulation thermo-haline.

Le plongement nord-atlantique impliqué dans la circulation thermo-haline

Le suivi de marqueurs isotopiques tels que le carbone 14 (¹⁴C) indique que les eaux profondes sont très jeunes au sein de l’océan Atlantique Nord (fig. 21). Toutefois, ces eaux profondes sont de plus en plus âgées vers le Sud, vers le Pacifique ainsi que l’océan Indien. Une telle évolution des âges est à corréler à une circulation des eaux profondes de l’Atlantique Nord en direction du Sud, suivi d’une remontée au niveau des bordures Sud des océans Indien et Pacifique. Ces mesures du ¹⁴C montrent un cycle ayant une durée de 2000 ans. Comment expliquer cette circulation des eaux profondes au sein de l’océan Atlantique ?

La densité, liée à la température et à la salinité, est un paramètre physique impliqué dans la circulation des eaux océaniques. On remarque une forte salinité de l’océan Atlantique due premièrement aux apports d’eau salée de la Méditerranée (36 à 38‰) et deuxièment à la formation d’une banquise étendue au niveau du pôle Nord. De plus, lorsque qu’une masse d’eau liquide se refroidit, sa densité augmente et atteint son maximum à la température de solidification. Cependant, dans le cas d’une eau océanique salée, sa densité maximale est atteinte à 4 °C et non à 0 °C. La salinité a une conséquence directe sur la densité des masses d’eau. En effet, une eau à 33 g/L de salinité possède une densité égale à 1,033. La solidification d’une eau salée exclue le sel de l’eau congelée. Ceci entraîne une augmentation de la concentration en sel des eaux avoisinantes non gelées, augmentant ainsi leur densité.

L’ensemble de ces mécanismes rend les eaux polaires très denses leur permettant de plonger en profondeur. Une telle masse d’eau est appelée NADW (North Atlantic Deep Water) (fig. 22).

La circulation des masses d’eau permet une répartition de l’énergie reçue sur Terre.

Le transfert d’énergie et l’homogénéisation des températures du globe

Les courants océaniques de surface et en profondeur véhiculent de l’énergie entre les pôles et l’équateur (fig. 23). Cette répartition de l’énergie limite les écarts thermiques entre les hautes latitudes et l’équateur. Au niveau des zones intertropicales, l’énergie transmise à l’atmosphère est conséquente, générant parfois d’importantes colonnes d’air ascendant qui provoquent des tempêtes tropicales, et parfois des cyclones tropicaux lorsque l’énergie thermique transmise est très importante.

Ces événements climatiques induisent des fluctuations du niveau d’eau. Mais d’autres processus de plus longue durée sont implications dans les variations du niveau marin.

Les variations du niveau d’eau : causes et conséquences

Les variations du niveau d’eau dans l’océan Atlantique se distinguent selon l’échelle de temps considérée. En effet à courte échelle de temps, lors du passage d’un cyclone, la diminution de pression atmosphérique entraine une augmentation du niveau marin. Aussi, le niveau d’eau fluctue dans les grandes gyres océaniques : la dérive d’Ekman génère localement des dômes ou des creux selon le sens de rotation des masses d’eau.

À une plus longue échelle de temps, la dynamique de la lithosphère a des effets sur le niveau d’eau. Les fluctuations en question sont qualifiées de tectono-eustatisme. Par exemple, l’augmentation du volume des dorsales au Crétacé a conduit à une remontée des eaux océaniques. Ceci s’effectue sur plusieurs dizaines de millions d’années et les variations du niveau d’eau peuvent atteindre une amplitude de 200 m. De plus, les variations du volume des calottes glaciaires génèrent des modifications du niveau océanique. Par contre, la période de ces processus est comprise entre 10 000 et 100 000 ans ; l’amplitude du niveau océanique est de 120 m environ.

La variation du niveau océanique se manifeste par des conséquences visibles et enregistrées par les processus d’érosion et de sédimentation. Par exemple, au Quaternaire, des variations du trait de côte, des traces de vallées fluviales actuellement submergées sont des manifestations des fluctuations du niveau d’eau. Sur de plus grandes échelles de temps, les grandes transgressions constatées en France sont à corréler à la dynamique des lithosphères de l’océan Atlantique.

L’océan Atlantique : un bassin sédimentaire

La sédimentation des produits de l’érosion continentale au niveau des marges continentales et des plaines abyssales

Les particules sédimentaires transportées par les fleuves sont déposées à leur embouchure avec l’océan Atlantique pour former des deltas comme le Mississipi. L’océan Atlantique couvrant des latitudes variées, les produits d’altération sont différents aussi bien dans leur volume que dans leur nature selon les fleuves drainant ces régions.

De plus, des systèmes détritiques profonds, comme le système turbiditique d’Amazone, sont également observés au sein de l’océan Atlantique. De tels systèmes sont approvisionnés par des canyons sous-marins découpant les talus. Les sédiments véhiculés depuis la bordure du plateau continental par des courants de turbidité s’agglomèrent et forment des lobes au niveau du glacis (fig. 24). Ces dépôts associés à des évènements turbiditiques importants s’accumulent également dans les plaines abyssales. Par ailleurs, ce type de dépôt possèdent des propriétés pétro-physiques permettant la création de réservoirs de ressources naturelles telles que le gaz ou le pétrole.

Encore plus loin des côtes, à une plus grande profondeur, sont retrouvés des sédiments typiques appelés argiles rouges des grands fonds (fig. 25). Ces argiles sont des smectites ferrifères formées localement par diagenèse précoce de vases calcaires ou siliceuses, cendres volcaniques ou bien encore d’apports terrigènes.

Par ailleurs, au niveaux des latitudes intertropicales, une sédimentation particulière est remarquée.

Les latitudes intertropicales et la sédimentation de produits carbonatés

Aux latitudes intertropicales, la production carbonatée est favorisée. En effet, des prairies algaires, des accumulations oolithiques côtières ou des constructions coralliennes (fig. 26) sont remarquées. Une température comprise entre 18 et 26 °C, une turbidité faible, un faible taux de nutriment et une salinité entre 33 et 34‰ sont des facteurs favorables à l’apparition d’une production carbonatée.

Cette production carbonatée est issue d’une activité biologique. Toutefois, cette dernière est plus largement impliquée dans la sédimentation pélagique au sein de l’océan Atlantique.

Les sédiments pélagiques issus de l’activité biologique

Une activité biologique est remarquée au sein de l’océan Atlantique (fig. 17). Cette dernière est notamment assurée par du plancton. Divers facteurs environnementaux influent sur l’activité biologique de ces organismes : la lumière, la température et la concentration en sels minéraux. Selon les variations de ces facteurs définissant les milieux de vie des organismes planctoniques siliceux ou calcaires, il est possible d’expliquer la répartition des sédiments dans l’océan Atlantique (fig. 25). En effet, les sédiments pélagiques sont dépendants de la nature du plancton mais aussi de leur localisation en surface et de leur transformation tout du long de processus de sédimentation. Toutefois, pour les organismes calcaires, le problème de la dissolution des carbonates en profondeur se pose.

En outre, les sédiments pélagiques forment une très fine couche discontinue sur 200 à 300 km de part et d’autre de l’axe de la dorsale. Beaucoup plus loin de la dorsale, au niveau des dépressions, une épaisseur plus importante est constatée ; puis au-delà de 800 à 1000 km de l’axe de la dorsale, les sédiments recouvrent la totalité du plancher océanique. En découle alors un lien direct entre l’épaisseur des sédiments et l’âge de la croûte océanique (fig. 10).

Le piégeage de la matière organique dans les profondeurs anoxiques

Le respiration des micro-organismes est un métabolisme intervenant dans la minéralisation et l’élimination de la matière organique en milieu océanique. De plus, la petite taille de micro-organismes ainsi que les individus eux-mêmes influent sur la vitesse de sédimentation, et par conséquent sur le temps de transit dans la colonne d’eau qui est d’autant plus long que l’organisme est très petit. Ceci permet donc un temps de minéralisation encore plus important.

Au sein de l’océan Atlantique, la respiration anaérobie existe et des domaines anoxiques sont des lieux de forte conservation de la matière organique. De tels domaines sont observés dans une tranche d’eau intermédiaire située à 1000 m de profondeur environ. Ces masses d’eau sont mal renouvelées : on parle de zone à oxygène minimum (ZOM). La présence d’une ZOM est imputée à la forte consommation d’oxygène par les micro-organismes pour effectuer la minéralisation de matières organiques. De plus, cette importante consommation de dioxygène favorise la préservation, dans les sédiments, de la matière organique non dégradée produite en excès. Ceci peut conduire à la formation de grandes réserves de pétrole et de gaz. À ce jour, au sein de l’océan Atlantique, de telles ressources sont trouvées principalement sur les marges continentales au large du Brésil et de la Guyane française. 

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