Planète

Les dépôts océaniques

Dossier - Vie et structure des océans
DossierClassé sous :océanographie , océans , fosses

-

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.

  
DossiersVie et structure des océans
 

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

© Pierre André Bourque

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

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

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

© Pierre André Bourque

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

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

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

© Pierre André Bourque

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

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

© Pierre André Bourque

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

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

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

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

© Pierre André Bourque

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

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

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

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

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

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

© Pierre André Bourque

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

  • C - Sources hydrothermales des fonds océaniques

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

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

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

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