dans les régions que n’atteignent pas (ou atteignent mal) les brassages, l’oxygène est peu à peu remplacé
par l’autre gaz actif, l’hydrogène sulfuré. Seules les bactéries peuvent se maintenir dans ces milieux en voie d’asphyxie. Lorsque le confinement est extrême, ces « eaux mortes » sont dites « euxiniques ».
En conséquence, des teneurs élevées en oxygène ou en hydrogène sulfuré traduisent l’importance des brassages ou la stagnation des eaux et la possibilité plus ou moins grande offerte au développement de la vie.
y L’alcalinité. L’eau de mer est une solution d’électrolytes dissociables en ions qui contribuent au maintien de l’équilibre en H+ et OH–. La concentration en ions H+ amène une augmentation de l’acidité de l’eau de mer (le pH tombe à 7 et en dessous). C’est notamment ce qui se produit lors : d’un abaissement de la température permanent (pôles) ou saisonnier ; d’une abondante arrivée d’eau douce (crue dans un estuaire) ; d’une réduc-
tion de l’activité chlorophyllienne, augmentation de la teneur en CO2 non downloadModeText.vue.download 398 sur 625
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consommé, comme on l’a constaté la nuit sur certains rivages.
En dehors de ces cas, le plus souvent littoraux et donc fortement influencés par l’hydrologie continentale, l’eau de mer présente généralement une
concentration en ions OH– : c’est une solution alcaline avec des pH compris entre 7,6 et 8,4. On en connaît encore très mal les variations dans le temps et l’espace ; ce qui est sûr, c’est qu’elles sont l’inverse de celles du CO2, qui se combine très vite sous forme de carbonate et de bicarbonate. La connaissance du pH est importante pour comprendre le modelé des calcaires littoraux.
y La fertilité. L’eau de mer contient en suspension des particules miné-
rales et organiques qui lui donnent sa couleur, une certaine transparence et une fertilité plus ou moins grande.
Celle-ci est proportionnelle à l’importance des substances utilisées par la photosynthèse, surtout l’azote sous la forme libre ou combinée en sels nutritifs (nitrates, phosphates, silicates) directement assimilables par le phytoplancton. En surface, la teneur en sels nutritifs est fort variable selon la durée et l’intensité de l’éclairement, et donc de la photosynthèse. Sous cet étage euphotique, les sels tendent à se concentrer, car ils sont inutilisés (étages disphotique, puis aphotique) et augmentés par décomposition
bactérienne des déchets venus de la surface. De cette concentration en minéraux nutritifs découle l’importance des oscillations verticales de la thermocline (divergence, upwel-ling, v. courants océaniques) qui réalimentent la couche de surface en substances vitales. Dosages des sels et recherches de ces remontées ferti-lisantes sont deux préoccupations de l’océanographie biologique.
Grâce à ces divers facteurs, la vie a
pu prendre naissance dans les océans en formant, maillon après maillon, une chaîne vitale (ou alimentaire) allant de l’organisme microscopique (comme
la bactérie) jusqu’au plus volumineux mammifère (comme la baleine). L’essentiel de la vie terrestre s’y concentre sous la double forme benthique (fixée ou libre) et pélagique (dérivant ou vivant en pleine eau), jusque dans les plus grandes fosses.
Une liqueur dense
L’eau de mer est la plus lourde des eaux de l’hydrosphère. Devant une embouchure, elle se mélange ou, mieux, plonge sous l’eau douce qui en sort.
Cette dernière a une densité égale à 1
(à + 4 °C) ; celle de l’eau de mer oscille entre 1,02 et 1,03. L’étroitesse de cette
« fourchette » oblige à pousser la pré-
cision jusqu’à la cinquième décimale : dans l’Atlantique tempéré, la densité est de 1,028 00. Étant donné que les deux premiers chiffres (l’unité et la première décimale) sont toujours les mêmes, en pratique on ne retient que les suivants en déplaçant la virgule après le chiffre des millièmes. La densité alors exprimée par le symbole σt est donc égale à (d – 1) × 1 000.
L’eau de mer est d’autant plus
dense que : la quantité de sels dissous est plus grande (la température restant constante) ; la température est plus basse (la salinité restant égale) ; la pression est plus élevée (cas des grandes profondeurs) ; le volume des particules en suspension est plus grand (comme dans le cas des courants de turbidité).
À l’échelle du globe, la densité augmente de l’équateur vers les pôles, et de la surface vers le fond. Des différences régionales de salinité viennent troubler localement cette répartition. La densité étant essentiellement l’expression synthétique de la température et de la salinité agissant simultanément, dans la pratique on l’évalue en fonction de ces deux paramètres à l’aide de tables (dites « de Martin Knudsen ») ou d’abaques (fig. 4). En reportant sur un diagramme TS (fig. 5) les valeurs de température et de salinité recueillies aux diverses immersions d’une sta-
tion hydrologique, on constate que les eaux types et les masses d’eau qui en dérivent se disposent en profondeur et migrent (courants) en fonction de leur densité. Celle-ci est donc une donnée fondamentale pour comprendre le milieu marin.
Le lit de la mer
Le fond marin est composé de deux grands ensembles morphologiques : les parties immergées des blocs continentaux forment les marges continentales, et tout l’espace qui les sépare est occupé par les cuvettes océaniques.
Grâce au spectaculaire progrès de la géophysique marine, on sait que cette distinction correspond à une différence de soubassement (fig. 6). Les marges ont le même support que les continents, c’est-à-dire qu’elles possèdent une croûte épaisse (plus de 30 km) et légère (comme l’exprime le déficit de pesanteur par rapport à celle qui est calculée).
Les déformations ont des styles et des formats comparables à ceux des terres émergées. Dans l’Atlantique et l’océan Indien, ces blocs présentent d’une rive à l’autre des contours (plus ou moins bien) emboîtables et des affinités d’âge downloadModeText.vue.download 399 sur 625
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et de structures. Seul le Pacifique est étranger à ces cousinages en raison de son encadrement de bourrelets montagneux et d’arcs insulaires, soulignés ou non par la présence de grandes fosses océaniques.
Sous les cuvettes existe une croûte (dite « océanique ») mince (la discontinuité de Mohorovičić est vers 10-12 km de profondeur), lourde
(pesanteur en excès) et composée des trois couches suivantes : la couche no 1
(ou couche sédimentaire) est faite de dépôts non consolidés dont l’épaisseur décroît depuis les marges jusqu’aux parties centrales et culminantes des cuvettes appelées dorsales ; la couche no 2 (ou « socle » océanique) est formée de basaltes spécifiques (ou tholéitiques), vraisemblablement interstratifiés avec des sédiments consolidés,
leur âge croît à mesure qu’on s’éloigne de l’axe des dorsales où le basalte est à nu et secoué par des séismes superficiels, le champ magnétique dessine de curieuses bandes alternativement positives ou négatives, ce sont les anomalies magnétiques parallèles à l’axe de la dorsale et fréquemment décalées le long de zones de fracture (fig. 7) ; la couche no 3 (ou couche océanique) est sans doute constituée d’amphibo-lite et de serpentinite, mais les opinions sont très partagées sur ce point. Elle est supportée par un gonflement du manteau supérieur. Croûte continentale et croûte océanique forment, avec le manteau supérieur, la lithosphère, dont la base se situerait vers 70 km (au maximum) de profondeur.