Mers et Océans

L’étendue des mers et océans représentent l’ensemble des eaux salées,  qui recouvrent environ 71 % de la surface de la Terre et qui constituent ce que l’on appelle l’océan mondial.

Mer et Océan, jouent un rôle capital dans l’équilibre climatique de la planète et les activités économiques, apparaissant de plus en plus comme un réservoir de ressources minérales et énergétiques pour l’humanité.

L’eau de mer et celle de l’océan

Les étendues maritimes couvrent au total 361 300 000 km2, contre 148 700 000 km2 pour les terres émergées. Ce rapport inégal apparaît bien dans le surnom de « planète bleue » ou de « planète-océan » que l’on donne à la Terre.

L’origine de l’eau de mer

Diverses hypothèses ont été proposées pour expliquer l’origine de l’eau des mers et des océans. Selon celle actuellement retenue, cette masse d’eau proviendrait de la vapeur libérée par les roches en formation (silicates hydratés pour l’essentiel) au fur et à mesure du refroidissement de la Terre. L’eau libérée sous forme de gaz serait ensuite retombée sous forme de pluies, en fonction de l’abaissement des températures; ces pluies auraient fini par former un océan primitif.

La formation de cette nappe liquide à la surface de la Terre remonterait à 3,8 milliards d’années, puisque c’est l’âge de la plus ancienne roche sédimentaire formée en milieu marin (retrouvée à l’ouest du Groenland).

Le temps nécessaire à l’accumulation du volume d’eau des océans actuels est difficile à évaluer, mais, selon les études géologiques, l’intérieur des continents n’ayant jamais été submergé par de profonds océans, il apparaîtrait que le volume d’eau océanique n’a jamais été radicalement supérieur à l’actuel.

Les variations du niveau marin

Si le niveau des océans par rapport aux continents a connu des variations au cours des ères géologiques, l’on estime que les grandes incursions d’eau de mer sur les continents (les transgressions) sont dues à des bouleversements tectoniques (dans le cadre de la tectonique des plaques) plutôt qu’à des modifications du volume d’eau des océans. Ainsi, au crétacé, l’importante sédimentation dans des mers épicontinentales atteste l’existence d’une grande transgression océanique sur les continents: on estime qu’il y a 85 millions d’années le niveau marin devait être de 300 à 500 m plus élevé qu’aujourd’hui, et la part des océans par rapport aux continents encore plus importante qu’actuellement.

En effet, l’âge moyen du plancher océanique étant peu élevé, la profondeur des bassins océaniques était moins grande qu’à présent. Cela aurait déterminé, pour un volume d’eau de mer supposé constant, un débordement des océans sur les continents. C’est donc une modification du «contenant» des océans, moins important au crétacé, qui aurait entraîné une transgression généralisée.

À l’ère quaternaire, le niveau marin a connu des oscillations successives et rapprochées (que l’on peut observer grâce aux terrasses marines) en liaison avec la succession de périodes climatiques appelées glaciaires et interglaciaires. En période glaciaire, une partie plus importante de l’hydrosphère était retenue sur les continents dans les glaciers, et surtout les inlandsis, ce qui s’accompagnait d’une régression marine (maximale au riss avec – 200 m); inversement, en période interglaciaire, la fonte d’une partie des glaces provoquait une remontée du niveau marin.

Le niveau général actuel des océans est très récent et donc la fixation du tracé des littoraux date d’environ 5 000 ans, avec la fin de la transgression flandrienne qui a suivi la dernière période glaciaire, appelée würm.

Si les contours des mers et océans se sont modifiés au cours des ères géologiques pour des raisons tectoniques (disjonction du Gondwana du continent unique), les évolutions rapides de l’ère quaternaire dépendent du glacio-eustatisme.

Étendue des mers et des océans

Dans l’hémisphère Nord, dit «hémisphère continental», les mers et les océans représentent 61 % de la surface du globe, contre 81 % dans l’hémisphère Sud, dit «hémisphère marin». Vers les moyennes latitudes de l’hémisphère Nord (40-60° nord), les terres l’emportent même, en raison de l’élargissement des continents eurasiatique et américain. Inversement, au-delà du tropique du Capricorne, les continents américain et africain, ainsi que l’Australie, s’effilochent pour laisser place à la réunion des trois grands océans du globe, désignée par le nom d’océan Austral.

Si l’on détermine une moitié de sphère comprise entre 100° est et 80° ouest, celle-ci se compose pour près des 9/10 d’étendues océaniques: il s’agit d’un hémisphère centré sur l’océan Pacifique qui se développe au nord de l’équateur sur la moitié de la circonférence de la Terre. L’autre moitié de sphère regroupe la quasi-totalité des étendues continentales.

Les Océans

Si les océans, intercalés entre les continents, couvrent d’immenses superficies, les mers ne sont que de modestes parties des océans, situées en bordure des continents. L’existence d’étendues continentales disposées par paires invite à subdiviser l’océan mondial en trois grands océans.

L’océan Pacifique est le plus vaste, il couvre plus du tiers de la planète; ses profondeurs moyenne et maximale sont les plus fortes de tous les océans: il abrite plus de la moitié du volume d’eau de l’océan mondial.

L’océan Atlantique s’allonge en latitude entre l’Amérique à l’ouest, l’Europe et l’Afrique à l’est; la mer, ou l’océan, Arctique lui est rattachée.

L’océan Indien, plus petit, se cantonne essentiellement dans l’hémisphère Sud.

Ces trois océans se réunissent vers le sud dans ce que les Russes distinguent comme étant l’océan Glacial antarctique et qui entoure complètement le continent antarctique. Les limites méridionales des trois grands océans sont donc conventionnelles. L‘Atlantique et le Pacifique sont séparés par le méridien 67° 16′ ouest, qui joint l’extrémité méridionale de la Terre de Feu à la péninsule Antarctique.

L’Atlantique et l’Indien se rejoignent le long du méridien 20° ouest au sud du cap des Aiguilles. L’Indien et le Pacifique sont délimités par une ligne joignant les îles de l’archipel indonésien au détroit de Torres, puis au sud de la Tasmanie, par le méridien 146° 55′ est.

Les mers

À la périphérie des océans, les sinuosités des continents permettent de délimiter des mers. Leurs contours sont des limites naturelles (îles, rivages continentaux) ou purement conventionnelles. Selon leur degré d’ouverture avec les océans, on distingue les mers bordières et les mers annexes.

Les mers bordières

Largement ouvertes sur l’océan, elles sont circonscrites par des péninsules, des îles ou simplement des hauts-fonds; elles atteignent des profondeurs océaniques (mer de Norvège, mer d’Oman, mer de Corail) ou sont épicontinentales: ces dernières sont situées sur les plates-formes continentales et ne dépassent donc pas 200 m de profondeur (Manche, mer du Nord, mer Jaune). Toutes ces mers sont fortement influencées par l’hydrologie de l’océan voisin.

Les mers annexes

Elles sont délimitées de toute part par des terres émergées appartenant à un continent unique (mer Baltique, golfe persique, baie d’Hudson), et qualifiées d’intracontinentales, ou à différents continents (Méditerranée eurafricaine, mer Rouge), et qualifiées d’intercontinentales. Les premières sont toutes épicontinentales, tandis que les secondes, situées le long de fractures de l’écorce terrestre, atteignent de grandes profondeurs.

Dans tous les cas, ces mers annexes communiquent avec l’océan dont elles dépendent par un détroit (Gibraltar, pour la Méditerranée); leurs caractères hydrologiques sont originaux par rapport à ceux de l’océan voisin et sont fortement influencés par la masse continentale encadrante.

L’origine des océans

C’est dans l’axe des dorsales médio-océaniques (rift) que s’opère un constant renouvellement de la croûte océanique: il s’y effectue une remontée vers la surface des roches en fusion constitutives du manteau, ce qui provoque un amincissement de la lithosphère et le bombement de sa surface.

Ce bombement, de plusieurs centaines de kilomètres de large, forme la dorsale océanique, dans l’axe de laquelle se produisent des épanchements de basalte en provenance du manteau. En se refroidissant, ces montées de magma s’incorporent à la croûte océanique; celle-ci se renouvelle sans cesse par accrétion et se scinde comme deux radeaux divergents sous l’effet de courants de convection situés dans le manteau.

Le renouvellement de la croûte océanique (ou taux d’accrétion) se fait à des vitesses inégales, allant de 2 cm/an (dorsale de l’Atlantique Nord) jusqu’à 18 cm/an (dorsale du Sud-Ouest pacifique). Le long d’une même dorsale, et perpendiculairement à celle-ci, se trouvent des failles dites transformantes, qui coupent et décrochent cette dorsale – sur la carte des fonds océaniques, celle-ci se présente comme une ligne brisée.

L’étude de la polarité magnétique des ensembles de croûte océanique et la datation des dépôts sédimentaires sus-jacents ont permis de démontrer que la croûte océanique est d’autant plus ancienne que l’on s’écarte du rift. Avec le temps, la croûte océanique divergente se refroidit et s’épaissit, et donc sa densité augmente.

On a constaté que la partie la plus ancienne du plancher des océans n’avait que 190 millions d’années (Pacifique occidental), ce qui est jeune par rapport à l’âge de la Terre (4,6 milliards d’années). Si l’on ajoute à cela la constatation de l’emboîtement des contours des plates-formes continentales de part et d’autre de l’Atlantique par exemple, l’on comprend que c’est l’ouverture progressive des océans par expansion du plancher océanique (sea-floor spreading) qui a fait se disloquer le continent unique à partir de la fin du trias.

L’idée d’une dérive des continents émise par Alfred Wegener en 1915 a été corrigée: la croûte continentale est ancrée sur des plaques lithosphériques qui se déplacent sur l’asthénosphère. Dans cette perspective, les mers intercontinentales sont des restes d’océans en voie de disparition (Méditerranée) ou des proto-océans en formation (mer Rouge).

Comme le globe terrestre n’est pas en expansion, l’accrétion de croûte océanique au droit des dorsales est compensée par un retour de cette croûte dans le manteau. C’est ce que montre l’océan Pacifique, où la croûte océanique en expansion opère un mouvement convergent avec les croûtes continentales américaine et asiatique, qui relèvent de plaques différentes: la croûte océanique, dense, tend à s’enfoncer soaus la croûte continentale, relativement légère, suivant un plan incliné appelé plan de Benioff, et qui localise des foyers profonds de séismes. C’est à l’aplomb de ces zones de subduction de la croûte océanique que s’observent les grandes fosses péripacifiques.

On peut ainsi distinguer deux types de marges océaniques.

– Les marges de type pacifique, qui sont sismiquement et volcaniquement actives, et c’est là que s’effectue la subduction d’une plaque à croûte océanique sous une plaque continentale: à ces marges actives sont associées des fosses de subduction. Il existe aussi des marges actives le long d’arcs insulaires (Kouriles, Japon…) séparés du continent par une mer marginale.

– Les marges de type atlantique; ici, la croûte océanique en expansion ne fait que pousser la croûte continentale dans le même sens: les deux croûtes relèvent de la même plaque lithosphérique; ces marges passives sont dépourvues de fosses.

Selon la théorie de l’expansion des fonds océaniques, la configuration actuelle des océans n’est qu’un instantané dans une longue histoire qui se poursuit aujourd’hui; elle permet également de rendre compte de l’existence des grands ensembles de relief sous-marins, avec la distinction fondamentale entre les marges continentales et les grands fonds océaniques.

Caractères physiques des milieux marins

Les eaux des océans représentent 96,5 % du volume total de l’eau existant à la surface du globe: eaux marines et continentales, intégrées dans un cycle continu, constituent l’hydrosphère. Les échanges entre ces deux composantes de l’hydrosphère sont permanents et s’effectuent par l’intermédiaire de l’atmosphère.

Les interrelations océan-atmosphère

Sur presque les trois quarts de sa surface, la Terre montre le contact entre les basses couches turbulentes de l’atmosphère et l’océanosphère: sur cette importante surface de contact se développent des échanges ou interrelations entre l’air et l’océan de trois types différents.

Les échanges thermiques

L’océan reçoit un rayonnement moyen de 80 kcal/cm2/an et absorbe les rayons lumineux sur une centaine de mètres de profondeur, ce qui assure une répartition des calories sur une tranche équivalente.

La diffusion de la chaleur ainsi absorbée est également favorisée par les incessants mouvements de la mer; elle reste cependant maximale dans les tout premiers mètres (la couche formée par les trois premiers mètres et demi de la mer renferme plus de chaleur que toute l’atmosphère). L’échauffement de l’eau se fait lentement, car celle-ci a une chaleur spécifique double de celle de la Terre et quadruple de celle de l’air. Lentement accumulée, la chaleur est ainsi emmagasinée dans les océans, et le bilan radiatif des océans, même s’il décroît avec l’augmentation de la latitude, est toujours positif.

Aux échanges par rayonnement s’ajoutent ceux par conduction, liés aux différences de température entre l’air et l’eau. En règle générale, la mer est plus chaude que l’air, ce qui accroît l’instabilité de ce dernier. Dans le cas d’une mer plus froide que l’air, l’air au contact avec cette surface relativement froide se stabilise, et les échanges s’annulent vite.

Enfin, les échanges liés à l’évaporation des eaux marines constituent le mécanisme essentiel de perte de chaleur de l’océan. L’évaporation se produit dès que la température de l’atmosphère est au moins inférieure de 0,3 °C à celle de l’eau, et que l’air est non saturé en eau, c’est-à-dire que le taux d’humidité relative de l’air n’atteint pas 100 %. Cette évaporation prélève à l’océan l’équivalent d’une «tranche» d’eau de 1 m par an; elle est maximale sous les tropiques, là où la durée annuelle du rayonnement solaire est le plus grand, avec un angle très ouvert entre les rayons solaires incidents et la surface de la mer.

Or l’évaporation nécessite l’emprunt, à l’eau superficielle, d’une certaine chaleur de vaporisation (585 cal pour 1 g d’eau) qui s’intègre à la vapeur d’eau sous forme de chaleur latente: cela explique le rafraîchissement superficiel des eaux marines occasionné par l’évaporation. Ce changement d’état de l’eau opère un transfert d’énergie, car lors de la condensation la chaleur latente sera libérée, faisant ainsi monter la température de l’air.

Le bilan de ces différents échanges thermiques correspond à une faible variation de la température de l’océan au cours de l’année. La forte radiation reçue est compensée par la chaleur spécifique élevée et les transferts de chaleur sensible (par conduction) et latente (par évapocondensation). L’océan se comporte comme un gigantesque thermostat qui réchauffe les masses d’air en hiver et les rafraîchit en été.

Les échanges hydriques

Ils sont une conséquence des échanges thermiques. Les échanges d’eau douce entre les océans et l’atmosphère incluent les prélèvements par l’évaporation, compensés par une restitution grâce à la condensation et aux précipitations. Celles-ci s’effectuent directement à la surface des océans ou à la surface des continents, le retour à l’océan étant assuré par les écoulements superficiels et souterrains. Ces échanges hydriques présentent un bilan déficitaire aux basses latitudes non équatoriales en raison de la puissance de l’évaporation; ce bilan est en revanche excédentaire au-delà de 35° et sous l’équateur.

Les échanges mécanique. Très importants également, ils se produisent entre l’océan et l’atmosphère.

De l’océan vers l’atmosphère

Le transfert de chaleur convertie en énergie mécanique explique certains mouvements atmosphériques: l’air réchauffé par le bas a tendance à monter. En outre, au-dessus de l’océan, l’air «chargé» d’humidité est plus léger que l’air sec, ce qui favorise son instabilité. Ces mécanismes sont à l’œuvre dans la formation des cyclones en zone tropicale: l’appel d’air formé par une divergence en altitude et une forte turbulence au-dessus d’un océan surchauffé expliquent la naissance de ces colonnes d’air ascendantes et tourbillonnantes.

De l’atmosphère vers l’océan

Les mouvements de l’air entraînent des mouvements à la surface de l’océan: trains de houle et courants généraux, dont le dessin est calqué sur celui de la circulation atmosphérique. L’agitation de la surface de l’eau sous l’effet des vents augmente les échanges thermiques.

Répartition des températures de surface

Les températures de la surface de l’océan sont plus variables que celles des parties profondes, et elles sont déterminées par l’importance de la radiation solaire et les autres échanges thermiques avec l’air. La température moyenne des océans est de 17,54 °C en surface, avec un maximum pour le Pacifique (19,37 °C). Grossièrement, les isothermes océaniques respectent la zonation latitudinale, avec des moyennes annuelles de 20 à 27 °C aux basses latitudes, puis une décroissance régulière des moyennes jusqu’à – 1 à – 1,8 °C entre 75 et 80° de latitude, juste au-dessus du point de congélation de l’eau de mer.

Des dissymétries dans la répartition des températures existent entre les bordures des océans:

– aux basses latitudes, les bordures orientales sont plus froides du fait des remontées d’eaux profondes liées aux vents alizés;

– aux moyennes latitudes, les bordures orientales sont plus douces grâce à l’arrivée d’eaux tièdes d’origine tropicale, poussées par les vents d’ouest.

Les variations saisonnières des températures des eaux de surface sont moins fortes que celles de l’air, et en décalage d’environ un à deux mois par rapport à ces dernières en raison de l’inertie thermique importante de l’océan. L’amplitude thermique annuelle atteint ses valeurs maximales en zone tempérée, particulièrement dans les mers annexes (en Méditerranée occidentale: 12 °C en hiver, 25 °C en été).

La salinité de l’eau de mer et sa répartition

L’eau de mer contient une proportion importante de corps chimiques simples dissous, dont les principaux sont le chlore, le sodium, les sulfates, le magnésium et le calcium. Il faut y ajouter des gaz dissous, dont l’oxygène (plus rare dans les milieux marins profonds et confinés, où l’hydrogène sulfuré donne une odeur putride caractéristique).

La salinité désigne la teneur globale de l’eau de mer en sels (chlorures de sodium et de magnésium, sulfates, carbonates), dont la moyenne est de 34,72 g/l, ce qui donne un pH variant entre 7,5 et 8,4: l’eau de mer est un milieu légèrement basique.

La répartition de la salinité des eaux de surface dépend des échanges thermiques et hydriques de l’océan avec l’atmosphère. La salinité est maximale aux latitudes tropicales et subtropicales (36 à 37 g/l), car la forte évaporation rend déficitaire le bilan des échanges hydriques avec l’atmosphère. Elle est plus faible dans les régions équatoriales (34 à 35 g/l) en raison de la plus faible évaporation et de l’importance des précipitations; ses valeurs minimales (moins de 33 g/l) sont atteintes dans les hautes latitudes en raison de la faiblesse de l’évaporation et de la fonte des glaces polaires qui libèrent leur stock d’eau douce dans l’océan.

Ce schéma général des variations de la salinité superficielle est altéré dans les mers, influencées par le voisinage des continents, et le débouché de grands fleuves s’accompagne de chutes locales des valeurs de salinité (moins de 15 g/l à l’embouchure de l’Amazone). En revanche, aux latitudes tropicales et subtropicales, les mers privées de tout apport fluvial important ont une forte salinité (40 g/l pour la mer Rouge); le cas de la mer Morte est exceptionnel: mer fermée dans un milieu aride, elle s’apparente à une véritable saumure (275 g/l).

En profondeur, les salinités restent comprises entre 34,6 et 34,9 g/l: cette uniformité s’explique naturellement par l’absence d’influence atmosphérique.

Densité et stratification des eaux marines

La densité de l’eau de mer est plus élevée que celle de l’eau douce (1,026 g/cm3 d’eau de mer à 15 °C et 35 g/l de salinité). En surface, elle varie dans le même sens que la salinité et en raison inverse de la température. Ce second facteur joue un rôle prépondérant; en effet, les valeurs de densité croissent régulièrement depuis l’équateur (1,022) jusque vers 50-60° de latitude (1,026-1,027), puis décroissent légèrement dans la zone froide en raison de la forte dessalure liée à la fonte des glaces polaires.

Vers les profondeurs, la densité de l’eau de mer s’élève du fait de la baisse de la température et de l’augmentation de la pression. Ces variations de densité déterminent la répartition des grandes masses d’eau océanique de densité homogène, qui se mélangent peu les unes aux autres.

En effet, les eaux de l’océan mondial montrent une stratification verticale nette. Les premières centaines de mètres de l’océan (500 m en moyenne) sont occupées par une masse d’eau appelée eau centrale, qui est fortement influencée par l’atmosphère: elle est bien oxygénée, réchauffée par le rayonnement solaire (8 à 25 °C) et bien salée du fait des prélèvements de l’évaporation; des courants engendrés par les vents la parcourent. Vers le bas, cette eau centrale est séparée des eaux profondes – sur lesquelles elle «flotte» comme une flaque – par la thermocline, zone de brusque diminution de la température. Cette thermocline remonte des basses latitudes en direction des zones polaires jusqu’à atteindre la surface de l’océan vers 6° de latitude.

En fait, l’essentiel des eaux océaniques est constitué d’eaux froides et denses, issues des secteurs polaires et subpolaires des océans: celles-ci s’enfoncent par gravité sous l’eau centrale. L’eau de fond d’origine antarctique, la plus froide (- 1 à – 0,5 °C) et peu salée, passe sous l’eau d’origine arctique, moins froide (+ 3 à 4 °C) et un peu plus salée. Ces mouvements des masses d’eau par gravité déterminent l’existence de courants de densité.

Les mouvements de la mer

Les océans constituent un milieu physique parcouru de mouvements de diverses origines. En dehors des tsunamis et des marées, ceux-ci sont provoqués par la turbulence atmosphérique.

Les courants marins

Ce sont des mouvements périodiques ou constants de l’eau de mer dus à l’entraînement par les vents. Il existe un schéma général de la circulation marine déterminé par la circulation atmosphérique et qui montre une disposition zonale et symétrique par rapport à l’équateur.

Les courants marins constituent de véritables fleuves au sein des océans, que l’on peut suivre sur des milliers de kilomètres et qui sont caractérisés par des débits impressionnants (80 à 100 millions de mètres cubes par seconde pour le Gulf Stream). Ils ont un rôle fondamental dans l’équilibre thermique de la planète. Les courants chauds issus des basses latitudes émettent des divagations en direction des moyennes et hautes latitudes (bordures orientales des océans): ils assurent un transfert de chaleur important, qui explique la douceur relative des hivers sur les façades occidentales de continents allant du 40° jusqu’au-delà du cercle polaire localement.

Ainsi, la dérive Nord-Atlantique issue du Gulf Stream lèche les côtes européennes de la péninsule Ibérique au cap Nord: les températures moyennes de janvier y sont anormalement élevées pour la latitude (1,5 °C en janvier à Bergen, en Norvège, par 60° nord).

Outre ces courants généraux d’importance planétaire, il existe des courants locaux: il s’agit des courants côtiers liés au mouvement des vagues et des courants de décharge entre un océan et une mer; ainsi, dans le détroit de Gibraltar, un courant de décharge d’origine atlantique compense le déficit hydrologique de la Méditerranée.

Houles, vagues et ondes

La surface de la mer présente une série de crêtes et de creux formés par le vent: il s’agit d’une simple oscillation sur place de l’eau de mer superficielle, sans déplacement latéral important.

La houle est un train de vagues libres et régulières, formé dans des régions océaniques où soufflent des vents rapides liés aux systèmes de basses pressions (moyennes latitudes). Les ondulations ainsi créées se transmettent de proche en proche sur de grandes distances en dehors de l’aire où souffle le vent. La houle se caractérise par plusieurs variables interdépendantes qui évoluent dans le même sens: la longueur d’onde, la vitesse et la période.

À l’approche du rivage, lorsque la profondeur est inférieure à la moitié de la longueur d’onde de la houle, les vagues se déforment: de libres elles deviennent forcées; leur hauteur augmente; elles deviennent dissymétriques en aval du mouvement et finissent par se briser. En cas de vent local fort, ces vagues prennent même un aspect de moutons. La puissance des vagues est considérable, avec des pressions sur une paroi rocheuse pouvant aller jusqu’à 13 t/dm2 et qui provoquent une fragmentation des roches cohérentes. Sur un estran sableux, l’aller et le retour des vagues entraînent une prise en charge et un transport du matériel.

Les ondes de tempête sont une exagération régionale de la houle: lorsque se réalise la coïncidence entre une grande marée et une houle forte et prolongée, il se produit une accumulation d’eau exceptionnelle à proximité des côtes, alors submergées par des vagues très élevées. Les tsunamis sont un grand système de houle sans périodicité prévisible et déclenché par une instabilité accidentelle du fond marin.

Mer et marées

Elles correspondent à un mouvement ondulatoire dont la période va de quelques heures à 24 h et qui se manifeste sur le littoral par une montée apparente (le flux) puis une baisse du niveau de la mer (le reflux).

L’amplitude des marées est la plus faible dans les bassins maritimes restreints ou fermés (10 cm à 1,80 m maximum en Méditerranée); en revanche, les marnages records sont enregistrés dans des fonds de baie précédés vers le large d’une vaste plate-forme continentale, comme au Mont-Saint-Michel; la baie de Fundy, au Canada, détient le record mondial (19,60 m de marnage). Les marées donnent naissance à des courants locaux très rapides, spécialement dans les détroits ou entre deux îles (jusqu’à 10 nœuds entre les îles de Molène et d’Ouessant).

La sédimentation dans les océans

Elle est connue grâce à des carottages sous le fond des océans. Globalement, l’épaisseur des sédiments diminue de la côte vers le large. Dans les marges continentales, ils ont pu s’accumuler rapidement sur des milliers de mètres d’épaisseur, spécialement au débouché de grands fleuves charriant une quantité énorme d’alluvions, comme le Gange ou l’Amazone. La partie superficielle de cette couverture sédimentaire est meuble, ce qui explique la fréquence de grands glissements sur le talus continental. Vers le centre des océans, l’épaisseur et le calibre des sédiments diminuent en liaison avec l’éloignement des sources d’approvisionnement et la jeunesse croissante des fonds marins.

Les sédiments marins se classent en différentes catégories selon leur nature et leur origine:

– les sédiments terrigènes, ou détritiques, proviennent de l’érosion des terres émergées et ont été transportés jusqu’à l’océan principalement par les cours d’eau, mais aussi par le vent et les icebergs: ils sont de granulométrie très variée (des argiles aux gros blocs) et se cantonnent essentiellement à proximité des rivages (quelques centaines de kilomètres);

– dans les matériaux originaires des continents, les cendres volcaniques projetées lors des éruptions sont un cas particulier: elles sont prises en charge par les vents, qui peuvent les redistribuer sur de très grandes distances, et elles finissent par donner des sédiments volcaniques dans l’océan;

– les sédiments biogènes sont constitués des squelettes calcaires ou siliceux d’origine végétale (phytoplancton) ou animale (zooplancton, foraminifères, mollusques, coraux…); à partir de 4 000 m de profondeur, on ne trouve cependant plus de sédiments calcaires, car ils sont dissous avant d’avoir atteint le fond.

– les sédiments d’origine chimique sont formés directement à partir de minéraux en solution dans l’eau de mer (nodules polymétalliques par exemple).

La répartition des types de sédiments dépend de la distance à la côte (diminution des sédiments détritiques grossiers vers le large), de la profondeur (diminution des calibres et exclusivité de la sédimentation siliceuse ou argileuse dans les grands fonds – argiles rouges) et de la latitude: dans les régions froides abondent les sédiments glacio-marins grossiers, tandis que dans les régions chaudes dominent les sédiments biogènes, comme les débris coralliens.

Ces mêmes paramètres (distance à la côte, profondeur, latitude) influent sur la qualité des eaux marines, c’est-à-dire leur salinité, leur température, leur aptitude au développement de la vie. La diversité du milieu physique océanique repose sur cette triple zonation.

La vie dans les océans

Les organismes vivants des mers et des océans sont d’une étonnante diversité: on y trouve des représentants de tous les grands embranchements des règnes végétal et animal. Entre 160 000 et 200 000 espèces animales, et 15 000 espèces végétales ont été recensées. L’infériorité nette du nombre d’espèces végétales s’explique par l’obscurité qui règne dans les fonds océaniques: celle-ci rend impossible la photosynthèse et limite donc la vie végétale profonde.

Les différentes catégories d’organismes marins

Deux catégories d’organismes marins peuvent être distinguées en fonction des conditions écologiques de la vie océanique: le pelagos et le benthos.

Le pelagos

Il rassemble les organismes qui vivent librement dans la masse océanique. Il comprend:

– le plancton, constitué par les organismes de très petite taille qui flottent dans l’océan; le phytoplancton désigne les algues microscopiques (diatomées…) qui produisent la matière organique consommée par la chaîne des êtres vivants, à commencer par le zooplancton herbivore (protistes, crustacés, cnidaires…). Le plancton n’est abondant que dans la couche superficielle bien éclairée des océans (moins de 200 m de profondeur);

Diatomées

– le necton, qui désigne l’ensemble des organismes de taille supérieure capables de se mouvoir librement et se nourrissant de plancton (poissons, cétacés, méduses…).

Le benthos

Il rassemble les êtres immobiles fixés sur le fond même des océans, lequel est caractérisé par une microtopographie différenciée offrant des sites variés pour le développement de la vie. Le benthos végétal est fait d’algues de tailles très variées, souvent groupées en herbiers qui masquent entièrement le substrat: ce benthos végétal disparaît à plus de 500-700 m de profondeur. Le benthos animal peut vivre plus profondément, profitant de la retombée en pluie des débris organiques de la couche superficielle de l’océan: il comprend des animaux fixes, comme les coraux, et d’autres mobiles, mais qui ne s’éloignent guère des fonds (crustacés).

Dans les très grandes profondeurs, la vie se raréfie, à l’exception des «oasis hydrothermales» situées sur les dorsales océaniques: dans un environnement sans lumière, ces sources chaudes montrent un développement exubérant de la vie végétale et animale qui reste encore mystérieux.

La répartition de la vie dans les océans

Une triple zonation guide la répartition de la vie dans les océans.

Zonation verticale

L’augmentation de la profondeur s’accompagne de conditions de vie de plus en plus difficiles: amenuisement puis disparition de toute lumière à plus de 500-700 m, baisse de la température, raréfaction de l’oxygène, augmentation de la pression et, surtout, raréfaction de la nourriture disponible: tout cela explique la pauvreté des grands fonds en animaux, et surtout en végétaux. Ainsi, pour le benthos, la biomasse moyenne passe de 139 mg/m2 à 200 m de profondeur à seulement 2,4 mg/m2 à plus de 3 000 m de profondeur.

Très favorable à la vie, le domaine océanique pénétré par la lumière solaire est appelé milieu photique, par opposition au milieu aphotique qui comprend trois étages: bathyal de 200 à 3 000 m de profondeur, abyssal de 3 000 à 6 000-7 000 m, hadal au-delà de cette profondeur.

Zonation horizontale

Le domaine néritique correspond aux plates-formes continentales et aux eaux sus-jacentes: c’est un domaine entièrement éclairé, où les sels nutritifs sont abondants et qui abriterait 97 % de la biomasse de la faune benthique. En revanche, le domaine océanique, constitué par les eaux du large, est beaucoup plus pauvre, à l’exception des alentours des îles.

Zonation latitudinale

Un facteur déterminant dans l’expansion de la vie est l’inégale température des eaux superficielles. On observe ainsi une décroissance du nombre des espèces à partir des eaux chaudes équatoriales: celles-ci représentent un optimum thermique pour les fonctions biologiques; elles ont été épargnées par l’extension des inlandsis et des banquises quaternaires. Mais, quantitativement, les eaux tempérées et circumpolaires permettent le développement d’une biomasse plus abondante. Les eaux y sont plus agitées en surface, donc mieux brassées et oxygénées en profondeur; en outre, la faible profondeur de la thermocline y assure un plus grand renouvellement des sels nutritifs dans les couches superficielles.

L’homme et la mer

La répartition des grandes zones de pêche à travers les océans est régie par trois facteurs principaux: la productivité des milieux marins en plancton, les coûts d’exploitation, la situation des pays qui réalisent les prises les plus importantes (Japon, Russie, Chine puis États-Unis). Ces divers éléments expliquent que les plates-formes continentales fournissent à elles seules 45 % du volume mondial des prises; en latitude, la zone tempérée boréale représente 55 % du volume total.

Mais ces zones réputées riches voient les rendements de la pêche baisser en raison de la surpêche, qui menace certaines espèces de disparition, comme les baleines. Des solutions à ce problème résident dans le développement de l’aquaculture et l’exploitation de domaines de pêche moins accessibles, telles les eaux tempérées de l’hémisphère austral.

Les ressources minérales et énergétiques

En dehors de la faune, les mers et les océans recèlent des richesses minérales et énergétiques utiles à l’homme. Certaines, facilement accessibles, font l’objet d’une exploitation déjà ancienne; mais l’exploitation des richesses des grands fonds océaniques pose d’importants problèmes de coût et de technique.

L’exploitation de l’eau de mer

L’eau de mer peut être utilisée pour elle-même, pour les éléments qu’elle contient ou comme potentiel énergétique. Corps chimique relativement stable, l’eau de mer est en effet source de minéraux. L’exploitation la plus ancienne est celle du sel marin, qui a longtemps fourni le seul moyen de conserver les aliments. Pour cela, des espaces côtiers plats et de préférence à fond argileux ont été aménagés en marais salants grâce à une division en casiers de décantation. L’utilisation de l’évaporation naturelle, qui suppose chaleur et ensoleillement, commande la répartition géographique des marais salants, que l’on trouve surtout dans le domaine tropical (existence d’une saison sèche) et dans le domaine méditerranéen: la Chine produit à elle seule 1/5 du sel marin mondial. Les autres substances minérales tirées de l’eau de mer sont d’importance secondaire: il s’agit essentiellement du brome et du magnésium.

Le phénomène de la marée est mis à profit dans certains sites favorables pour la production d’énergie électrique: des turbines sont entraînées par le flux et le reflux. Mais ces aménagements perturbent l’écosystème côtier (modification de la salinité en amont, de la sédimentation) et restent à la limite de la rentabilité.

Le dessalement de l’eau de mer

L’océan peut devenir une réserve d’eau douce. En effet, le dessalement de l’eau de mer est un moyen de résoudre le problème de pénurie des eaux continentales qui se pose dans certaines parties du globe.

On compte une quarantaine d’usines de dessalement dans le monde, réparties dans des régions insulaires ou littorales au climat aride ou connaissant une importante saison sèche: il s’agit de la péninsule Arabique, de l’Italie, des Canaries, du Pérou et de l’Australie; Hongkong possède également une usine de dessalement depuis 1972-1973 pour diminuer sa dépendance à l’égard de l’eau douce acheminée depuis la Chine voisine.

L’eau douce ainsi produite est destinée à des utilisations multiples, notamment domestiques, ou bien elle est entièrement consommée par un complexe industriel voisin: c’est le cas pour les deux usines de dessalement italiennes de Gela (Sicile) et Porto Torres (Sardaigne), installées près de complexes de raffinage et de pétrochimie qui fournissent l’énergie nécessaire au dessalement; en retour, l’eau douce alimente les circuits de refroidissement du complexe industriel, ou est utilisée comme solvant.

La méthode courante de dessalement est la distillation; les processus d’osmose, de congélation ou de séparation ionique sont peu répandus.

L’usine de dessalement la plus puissante du monde est celle d’Umm al-Nar-Est, dans les Émirats arabes unis, sur la côte méridionale du golfe Persique; mise en service en 1979, sa capacité est de 81 000 m3 d’eau douce produits quotidiennement.

L’exploitation des réserves

Une première méthode d’exploitation des richesses des plates-formes continentales consiste à creuser des galeries minières à partir du continent: les distances à la côte ne dépassent pas une vingtaine de kilomètres, mais les profondeurs des galeries peuvent atteindre 2 400 m. Il s’agit d’une exploitation coûteuse, rentable seulement lorsque les cours mondiaux sont élevés.

Une seconde forme traditionnelle d’exploitation minière des plates-formes continentales concerne le dragage des dépôts détritiques accumulés sur le fond, parmi lesquels on trouve:

– les granulats, qui sont des sédiments grossiers (sables et graviers) utilisés dans l’industrie du bâtiment. Déposés par des apports fluviaux en avant du front des inlandsis quaternaires, ils ont été submergés lors des transgressions postglaciaires et remaniés par les courants marins. Ils se trouvent en quantité importante sous les moyennes latitudes de l’hémisphère Nord, dans l’Atlantique (mer du Nord, et au large de la Nouvelle-Angleterre);

– les placers, qui sont des dépôts renfermant des minéraux lourds (métaux d’alliage comme le chrome, non ferreux comme le cuivre et l’étain, précieux comme l’argent). On les trouve au large de l’Amérique du Nord (côte atlantique) et de l’Asie du Sud-Est;

– les phosphorites, qui sont des dépôts sédimentaires marins composés en partie de phosphates (surtout des apatites). On trouve les plus importants gisements sur les deux façades océaniques des États-Unis et autour de l’Afrique australe.

L’exploitation des gisements d’hydrocarbures des plates-formes continentales (exploitation offshore) se fait à partir de plates-formes flottantes ou fixées sur les fonds marins. La production de gaz offshore reste faible, tandis que celle de pétrole a connu une très forte augmentation depuis les années 1960: aujourd’hui, un tiers du pétrole produit dans le monde est du pétrole offshore. Ce développement s’est opéré lors d’une période de forte hausse des cours, ce qui a permis de compenser le coût élevé d’exploitation (5 à 6 fois plus élevé en mer du Nord que dans les gisements continentaux les plus favorables). Les principaux domaines d’exploitation offshore dans le monde sont la mer du Nord, le golfe du Mexique et le golfe Persique.

Les réserves des grands fonds marins

Depuis plus d’une vingtaine d’années, des campagnes ont été menées pour inventorier ces richesses minières. Elles ont révélé l’existence de formations sédimentaires riches en métaux (fer et manganèse surtout), réparties le long de certaines dorsales. On connaît depuis plus longtemps l’existence des nodules polymétalliques: il s’agit de dépôts de forme arrondie (les plus gros éléments pèsent 350 kg), composés surtout de manganèse, nickel, cobalt, cuivre et zinc.

Ils tapissent certains fonds des bassins océaniques au-delà de 4 000 m de profondeur, loin des rivages continentaux: la plus grande concentration s’observe dans l’océan Pacifique, spécialement entre Hawaï et la Basse-Californie. L’ONU estime les réserves totales à 1 500 milliards de tonnes. Mais la question du mode de prélèvement de ces nodules en est encore au stade de la recherche; on pense à un procédé magnétique.

Problèmes de pollution et de préservation

S’il existe une capacité de transformation et d’assimilation des déchets par le milieu marin, liée à l’énorme volume d’eau et à l’action des courants, les quantités d’eaux usées, de déchets industriels (dont certaines substances toxiques non dégradables, comme les métaux lourds) et de pesticides évacuées dans des zones côtières peu profondes situées à proximité des grandes concentrations de peuplement augmentent considérablement. Certaines mers semi-fermées, comme la Baltique ou la Méditerranée, ont atteint des taux de pollution tels que leur écosystème en est durablement affecté.

À terme, l’accumulation de substances nocives dans l’environnement marin peut se répercuter dans la chaîne alimentaire. Dans les années 1950, la pollution d’origine industrielle de la baie de Yatsushiro (Japon) a abouti à la commercialisation par une conserverie de Minamata de poissons contaminés au mercure et au plomb: on dénombra 43 morts et plus de 2 000 personnes intoxiquées.

Depuis les années 1970, sous l’égide de l’Organisation maritime internationale, se développe une concertation entre les États pour préserver le capital représenté par l’océan mondial. Des espèces marines sont protégées pour leur permettre de se reproduire en nombre; des règlements nationaux ou internationaux sanctionnent les industries polluantes et précisent les couloirs de circulation autorisés pour les navires pétroliers. Mais cette volonté se heurte aux intérêts particuliers des industriels et des armateurs et à ceux, contradictoires, des États.

Le problème géopolitique

L’importance géopolitique des océans tient principalement à l’intensité des échanges maritimes mondiaux.

Aujourd’hui, tous les espaces océaniques sont fréquentés par les flottes commerciales, à l’exception des mers polaires, praticables une partie de l’année seulement. De grandes routes maritimes transocéanes unissent les États-Unis à l’Europe (Atlantique) et au Japon (Pacifique) ainsi que l’Europe, le Moyen-Orient et le Japon (océan Indien). Des lieux de passage obligé de la navigation commerciale ont acquis une grande importance stratégique: points de contournement de continents comme le cap de Bonne-Espérance, détroits (pas de Calais, Ormuz, Malacca…) ou canaux interocéaniques payants (Suez, Panamá). Les principaux produits transportés sont les hydrocarbures, les minerais et les céréales; 40 % du tonnage de la flotte de commerce mondiale correspondent à des pétroliers.

L’assurance de la liberté de navigation le long de la route du pétrole est vitale pour les puissances occidentales dépendantes d’approvisionnements extérieurs. Par la répartition de leurs territoires (y compris les territoires insulaires sous tutelle), les États-Unis et leurs alliés disposent de bases militaires nombreuses sur les rivages de tous les océans du globe.

Dans la seconde moitié du XXe siècle, les débuts de l’exploitation minière sous-marine et la perspective de ses développements futurs ont obligé les États à définir un nouveau droit de la mer. Une Conférence internationale du droit de la mer réunissant les représentants de 148 pays, en 1975, à Genève, a abouti à des textes de négociation. On y a développé deux points essentiels:

– les grands fonds marins sont déclarés patrimoine commun à tous les États du monde;

– si la limite des eaux territoriales reste de 3 milles marins à partir des côtes, est créée une zone économique exclusive de 200 milles marins dont les frontières prolongent les frontières continentales et où les États contrôlent l’exploitation des richesses faunistiques et minérales à leur profit.

Ces orientations laissent dans l’ombre la question du contrôle des plates-formes continentales au-delà de la limite des 200 milles et renvoient pour l’avenir la résolution du problème de l’exploitation des grands fonds. En fait, actuellement des possibilités d’accès à la mer ou à des espaces maritimes font l’objet de contestations entre les pays riverains: ainsi le fond du golfe Persique ou la mer de Chine méridionale.

Les rivalités entre États pour le contrôle et l’exploitation des espaces maritimes montrent bien l’importance grandissante acquise par les étendues océaniques, et les problèmes écologiques, juridiques et économiques relatifs aux océans rendent urgente et nécessaire la solidarité internationale.

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