PACIFIQUE OCÉAN

Circulation

L' océan actuel est caractérisé par une mince couche d'eau chaude (de 200 à 500 m) tropicale à subtropicale entre la convergence antarctique, au sud, et la convergence arctique, au nord. Cette zone d'eau chaude a une densité assez faible (inférieure à 1,027), une température variant entre 12 et 30 ⁰C et une salinité variant entre 34 et 37,5 p. 1 000. Elle surmonte des eaux intermédiaires et profondes plus denses (densité supérieure à 1,027) et avec une gamme plus limitée de température potentielle (de − 1 à + 5 ⁰C) et de salinité (de 34,4 à 35,0 p. 1 000). Cette structure thermique prévaut seulement depuis environ 10 à 15 millions d'années.

De grands tourbillons (gyre en anglais) au nord et au sud de l'équateur sont séparés par un ensemble de courants équatoriaux qui donnent lieu à des remontées d'eau ( upwelling), surtout dans la partie orientale. À l'extrême sud, le système de courants circumantarctiques s'écoule vers l'est.

La circulation profonde est relativement lente (de 1 à 10 cm/s). Elle trouve son origine principalement dans la mer de Ross, au sud de la Nouvelle-Zélande. L'eau profonde s'écoule vers le nord dans le fond de la mer de Tasman et à travers le passage de Samoa avant de gagner, d'une part, le Pacifique nord-ouest en passant au nord de la zone de fracture de Clipperton, d'autre part le Pacifique nord-est par les bassins de Parece Vela, Shikoku et la mer des Philippines.

Ce sont surtout les limites entre masses d'eau océanique et les lieux d'origine des masses d'eau intermédiaire et profonde qui contrôlent la sédimentation des océans. Dans le Pacifique, la divergence antarctique permet des remontées d'eau riche en sels nutritifs, ce qui explique la ceinture de forte productivité biologique de l'océan Austral. Au sud de la divergence, les fonds océaniques sont couverts de débris apportés par les glaces flottantes. Au nord, on trouve la ceinture de sédiments riches en diatomées. Les convergences subtropicales vers 30⁰ N. et 30⁰ S. sont associées aux régions qui ont les plus faibles productivités. La convergence équatoriale, qui est particulièrement bien développée dans le Pacifique, est proche de l'équateur thermique. Les divergences équatoriales au nord et au sud sont associées aux zones d'upwelling à forte productivité.

Sédiments actuels

On prétend que c'est le midship J. M. Brooke, à bord de l'U.S.S. Vincennes, qui a obtenu en 1854 le pre mier échantillon de sédiments à une profondeur de 3 870 mètres en attachant une plume au lest d'une ligne de sonde, observant ainsi 3 tests de foraminifère. À la suite de l'expédition du H.M.S. Challenger, John Murray et Alphonse Renard (1891) établissaient un modèle de classification des sédiments qui devait servir de base pour tous les travaux ultérieurs. Ainsi Roger Revelle (1944), à partir des collections du navire Carnegie et Gustav Arrhenius (1952), membre de la grande expédition suédoise de l'Albatross, publièrent des cartes de sédiment superficiel en utilisant le modèle Murray et Renard et de nouvelles données sur la bathymétrie de l'océan Pacifique. Dans les premiers livres consacrés à la géologie sous-marine, ceux de Francis Shepard (1948) et de Philip Kuenen (1950), et dans le livre de Henry W. Menard (1964) consacré à la géologie marine du Pacifique, la sédimentation pélagique est présentée, à la manière des travaux modernes, comme la résultante d'un grand nombre de processus physiques, chimiques et biologiques agissant sur un fond océanique au relief accidenté.

Floyd McCoy et Constance Sancetta (1985) ont fait la synthèse de la répartition des sédiments actuels dans l'océan Pacifique nord. Ils ont un peu modifié la classification de Murray et Renard (1891) en distinguant, d'une part, la composition des particules du sédiment, biogénique ou non, d'autre part, la taille des particules d'après l'échelle de Wentworth (1922). La distribution des trois types principaux de sédiments marins – argiles terrigènes et pélagiques, boues calcaires (ooze and marl) et boues bio-siliceuses (ooze and mud) – est fonction d'abord de la productivité planctonique, ensuite des effets chimiques de dissolution et de formation de minéraux authigènes, d'apports terrigènes des continents et des îles, de redistribution des sédiments par la gravité, les courants de fond ou les animaux fouisseurs, et enfin de l'activité benthique.

Les fonds océaniques du Pacifique nord sont en grande partie recouverts par les argiles, surtout par les argiles rouges, qui reflètent les vastes zones qui sont sous la profondeur de compensation de la calcite (calcite compensation depth, ou C.C.D.), où les microfossiles à test calcaire sont dissous en laissant un résidu d'argile. Le gros de ces argiles est d'origine détritique, transportés en suspension vers l'océan ou par les vents. La taille des particules et le taux de sédimentation varient beaucoup en fonction de la proximité des masses continentales ou des fossés et aussi des avancées d'icebergs. Une valeur typique pour le taux de sédimentation des argiles rouges en domaine pélagique est un millimètre par millier d'années.

Les sédiments calcaires sont, après les argiles, les sédiments pélagiques les plus abondants dans le Pacifique nord. L'origine du calcaire est la productivité planctonique des nannofossiles coccolithes (algues) et des microfossiles foraminifères (protozoaires) et ptéropodes (gastropodes), qui sécrètent soit de la calcite, soit de l'aragonite pour édifier leur test, mais aussi des coraux et des coquilles.

Pour que le carbonate des organismes soit préservé, il faut que le fond de l'océan soit au-dessus de la profondeur de compensation, typiquement à une profondeur de 4 à 5 kilomètres en plein océan et de 3 kilomètres au moins près des continents. Tous les reliefs ou les zones anormalement peu profondes sont donc recouverts de cette « neige » calcaire et la zone équatoriale à forte productivité montre une forte proportion de carbonate de calcium, CaCO₃. Les taux de sédimentation dans ces régions varient de plusieurs millimètres à quelques décimètres par millier d'années.

Les boues bio-siliceuses, composées surtout de microfossiles diatomées (algues) et radiolaires (protozoaires) et aussi de fragments d'éponges ou de silicoflagellés, ont une distribution qui reflète celle des masses d'eau superficielles. Les boues à diatomées sont abondantes sous les masses d'eau subpolaires. Les boues à radiolaires se déposent surtout sous la partie centrale de la masse d'eau équatoriale et les boues à radiolaires et diatomées se trouvent à l'aplomb des masses d'eau équatoriale et transitionnelle, à la limite entre les tourbillons subpolaire et subtropical. La dissolution de la silice est un phénomène général à toute profondeur dans l'océan, car l'eau de mer est sous-saturée par rapport à l'opale. Il faut donc que le taux d'accumulation excède celui de la dissolution pour obtenir des sédiments siliceux. Un taux de sédimentation typique pour les boues bio-siliceuses est de l'ordre de un centimètre par millier d'années.

La distribution des débris volcaniques et des composés néoformés (authigènes) mérite une mention spéciale. Les débris volcaniques sont concentrés à proximité des volcans actifs ou en éruption au Quaternaire et qui rejettent dans l'atmosphère cendres et tephra, d'où l'abondance de ces dépôts près des îles (Hawaii, Tonga, Japon) et près des arcs insulaires, y compris dans les bassins marginaux (Mariannes, mer des Philippines, Kamtchatka, Aléoutiennes...). On distingue deux types de composants authigènes : les zéolites et les dépôts polymétalliques. Les zéolites sont des aluminosilicates hydratés, principalement sous la forme phillipsite, qui résultent de l'altération du verre volcanique que l'on trouve près des zones volcaniques actives. Les nodules polymétalliques couvrent en général moins de 10 p. 100 du fond de l'océan, mais la concentration peut localement atteindre de 25 à 50 p. 100. Les régions les plus riches sont celles où les taux de sédimentation sont les plus faibles, en général les zones à argiles rouges ou à boue bio-siliceuse. Les croûtes riches en manganèse et souvent aussi enrichies en cobalt sont associées à des zones dépourvues de sédiments, balayées par des courants, par exemple sur les flancs de monts sous-marins. Les taux d'accumulation des nodules et des croûtes sont très variables, mais dépassent un millimètre par million d'années.

Sédiments anciens

La distribution des sédiments au Cénozoïque et au Mésozoïque peut être déduite de l'étude des carottages profonds mais, surtout, des forages du programme international de forages scientifiques (D.S.D.P., pour Deep Sea Drilling Project, I.P.O.D., pour International Phase of Ocean Drilling, et O.D.P., pour Ocean Drilling Program). Un certain nombre de caractéristiques de l'océan Pacifique contribuent à une histoire sédimentaire unique :

–  au Mésozoïque et au Cénozoïque, tous les océans s'agrandissent, mais l'océan Pacifique, représenté par le superocéan Panthalassa au Mésozoïque inférieur, n'a cessé de rétrécir comme une peau de chagrin ; malgré cela, le Pacifique est l'océan le moins influencé par les apports terrigènes, car il reste immense ;

– toute la série de marges actives et de fossés qui le bordent piègent les apports continentaux et c'est sans doute dans les sédiments du Pacifique que sont archivés les témoins les plus fidèles des fluctuations océaniques du système géochimique Terre ;

– cependant, à cause des zones de subduction qui bordent cet océan, une grande partie de ces archives sédimentaires ont disparu, avalées au niveau des fossés ; bien que le Pacifique ait conservé la partie la plus ancienne des océans, il est difficile de reconstituer l'histoire de la Panthalassa au Mésozoïque inférieur ;

– du point de vue de l'océanographie physique, on s'accorde à penser qu'il n'y a pas eu de bouleversement majeur dans la circulation générale de cet océan ; en particulier, les grands tourbillons océaniques des hémisphères Nord et Sud fonctionnent probablement depuis 200 millions d'années ;

– une asymétrie majeure existe dans la sédimentation du Pacifique, car tout l'ouest de cet océan a subi une histoire complexe liée à l'évolution du système d'arcs insulaires et de bassins marginaux qui séparent l'océan Pacifique de l'Australasie ;

– toutefois, l'étude de la sédimentation doit tenir compte du déplacement de la plaque Pacifique d'au moins 3 500 kilomètres en latitude depuis le Crétacé ; ce mouvement ainsi que l'histoire complexe des dorsales qui ont engendré la croûte du Pacifique entraînent une stratigraphie sédimentaire modulée par la distance variable à l'équateur, par la profondeur variable de la croûte subsidente et par la proximité des sources volcaniques des arcs de l'ouest du Pacifique.

La sédimentation au Mésozoïque

Les sédiments d'âge jurassique (anté-135 Ma) du Pacifique nord-ouest sont les seuls témoins connus du « superocéan » du Mésozoïque inférieur. Il y a jusqu'à présent peu d'échantillons disponibles : ce sont des cherts, des porcelanites, des calcaires et des marnes qui reflètent un contexte d'océan ouvert similaire à la situation actuelle.

Les roches d'âge crétacé ont été forées dans le bassin de Nauru, les plateaux de Manihiki, Hess et Shatsky, les monts sous-marins de la province des îles de la Ligne et des îles Tuamotu, et dans le secteur des monts du Pacifique central (Mid-Pacific Mountains). Au Crétacé inférieur, les argiles, grès fins (siltstones), marnes et calcaires marneux dominent. On trouve aussi des dépôts riches en matière organique et des sédiments siliceux. Au Crétacé supérieur, les calcaires pélagiques et les calcaires récifaux sont les plus abondants.

Pendant le Crétacé moyen, on a la preuve d'un volcanisme paroxysmal sans doute analogue au volcanisme des trapps de l'Inde, avec construction de volcans sous-marins, plateaux et bombements (rise). Nombre de ces zones volcaniques ont dû constituer des îles à cette époque si l'on en juge par l'abondance des débris de plantes rencontrés dans les bassins adjacents. Cette zone volcanique anormale est restée peu profonde, malgré la subsidence, pendant tout le Crétacé et une grande partie du Tertiaire. Des plateaux comme ceux de Hess ou de Shatsky ont été formés dans l'hémisphère Sud et ont été recouverts d'une épaisse couverture de calcaires pélagiques, datés du Crétacé moyen et supérieur, lors de leur passage dans la zone de haute productivité équatoriale. Un grand nombre de guyots dans le groupe des îles de la Ligne, des îles Marshall et des monts du Pacifique central ont vu leurs récifs coralliens s'éteindre à la fin du Crétacé, peut-être à cause de la remontée très rapide du niveau des mers à cette époque.

La sédimentation au Tertiaire

Au début du Tertiaire, des boues carbonatées se déposent à des latitudes anormalement hautes dans les deux hémisphères du Pacifique en raison de la présence d'eaux assez chaudes jusqu'à environ 60⁰ de latitude. La zone équatoriale est, à l'Éocène, assez mal définie et caractérisée par des taux de sédimentation peu élevés. Les sédiments calcaires ne se déposent qu'au-dessus de 2 500 mètres, mais on note à cette époque une zonation géographique très nette dans la dissolution des carbonates.

À la fin de l'Éocène (38 Ma), la profondeur de compensation des carbonates s'accroît brutalement pour atteindre 5 000 mètres à la fin de l'Oligocène (23 Ma). Les sédiments calcaires recouvrent de vastes zones du Pacifique et les taux de sédimentation augmentent. On estime que pendant l'Oligocène (de 23 à 38 Ma) de 60 à 80 p. 100 de tout le carbonate mondial se dépose dans le Pacifique. On associe cet événement à l'établissement de la circulation périantarctique, au début de la glaciation du continent antarctique et au changement dans la circulation profonde qui en résulte.

À l'Oligocène moyen (30 Ma), le golfe de l'Alaska, qui avait reçu pendant 20 millions d'années des sédiments terrigènes, voit cette source coupée. Au Miocène, l'effet du refroidissement global se fait sentir. Quinze millions d'années avant notre ère, le continent antarctique est recouvert de glace. Le développement d'une circulation profonde plus intense explique la fréquence des hiatus de sédimentation au Miocène moyen. La sédimentation siliceuse devient de plus en plus abondante à cause de la naissance de zones d'upwelling liées à l'évolution du climat. La fin du Tertiaire coïncide avec la fermeture de passages interocéaniques à basse latitude : la Téthys se ferme au Miocène inférieur (20 Ma), l'isthme de Panamá au Pliocène supérieur (3 Ma), ce qui établit définitivement le régime actuel de circulation nord-sud. La sédimentation du Pacifique montre depuis 15 millions d'années (Miocène moyen) un déficit de sédimentation carbonatée par rapport aux autres océans. Au Plio-Pléistocène (de 5 Ma à l'Actuel), la sédimentation de l'océan Pacifique est marquée par une augmentation de l'apport terrigène et volcanogène autour des marges, en raison de l'activité tectonique sur ces bordures, de l'accroissement de l'apport éolien, et de l'agrandissement des provinces situées à de hautes latitudes, qui reçoivent des dépôts glaciaires et des dépôts siliceux.