OCÉANOGRAPHIE

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Spirale d’Ekman

Spirale d’Ekman
Crédits : Encyclopædia Universalis France

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Salle des aquariums de la station biologique de Roscoff

Salle des aquariums de la station biologique de Roscoff
Crédits : Ed. Villard/ Collections musée de Bretagne et Ecomusée du Pays de Rennes

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Bathysphère

Bathysphère
Crédits : Bettmann/ Getty Images

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Fumeur noir

Fumeur noir
Crédits : NOAA USDC

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Pendant des siècles, les hommes n’ont eu qu’une connaissance de la mer limitée à ses faibles profondeurs, ses eaux superficielles, suffisante pour la navigation et la pêche. L’étude vraiment scientifique de l’océan, l’océanographie, cherchant à comprendre ce qui se passe sous la surface, rendue possible grâce aux progrès de la navigation, n’a réellement commencé qu’à la fin du xixe siècle. Jusqu’au milieu du xxe siècle, les océanographes ont exploré l’ensemble de l’océan mondial, sa physique, sa chimie, ses fonds, sa faune et sa flore. Après la Seconde Guerre mondiale, ils vont plonger dans les grandes profondeurs avec des submersibles et s’attacher à comprendre les mécanismes du monde marin. À partir des années 1960, la découverte de l’expansion des fonds océaniques révolutionne notre vision des océans et de l’histoire de notre planète, tandis que les progrès des techniques et l’utilisation de l’informatique, des satellites d’observation, ainsi que l’emploi de modèles mathématiques offrent aux océanographes de puissants moyens de recherche. Depuis la fin du xxe siècle, les problèmes que pose le changement climatique donnent une nouvelle orientation aux recherches océanographiques. Et celles-ci fournissent une bonne connaissance de l’océan mondial même s’il reste encore beaucoup à comprendre, notamment sur les échanges entre les eaux superficielles et les eaux profondes.

Un océan mondial

L’ensemble des océans et des mers recouvre près de 71 p. 100 de la surface du globe terrestre, soit quelque 361 millions de kilomètres carrés, et correspond à un volume d’eau de 1 370 millions de kilomètres cubes. Il y a continuité de la masse océanique mondiale, c’est-à-dire qu’il n’y a qu’un seul et même océan – l’océan mondial – avec des régions – les océans et les mers – qui possèdent leurs propres caractéristiques. La science de l’océan, l’océanographie, intègre un ensemble de disciplines scientifiques interdépendantes. La géologie, la géophysique et la géographie des mers et des océans commandent aux trajets des courants marins. Ces derniers, associés aux vents et à l’énergie solaire, déterminent pour partie la répartition des températures et des salinités de l’eau de mer. Ces deux paramètres sont essentiels pour la vie des êtres vivants marins et leur distribution. Quant à la régulation du climat de notre globe, elle résulte en très grande partie des courants marins et des températures de l’eau, qui jouent un rôle fondamental dans les échanges entre océan et atmosphère.

Les termes venus de la géographie pour nommer océans et mers, nécessaires pour s’exprimer, ne désignent donc que les parties d’un océan planétaire unique en mouvement permanent dont toutes les composantes ne cessent d’effectuer des échanges entre elles. Pour le domaine marin, le nom d’hydrographie est plus spécialement affecté à l’étude de la bathymétrie et à l’établissement de cartes marines et d’autres documents nécessaires à la navigation, comme les annuaires des marées. Le terme d’océanographie est apparu dans les années 1870 dans les textes anglais et celui d’océanologie une centaine d’années plus tard. Ce dernier a donné lieu à des définitions variées allant jusqu’à englober presque toutes les activités maritimes. En fait, l’océanologie comprend l’océanographie et l’exploitation des ressources océaniques (pétrolières, minières et biologiques).

Vers une connaissance scientifique de l’océan mondial

Les avancées dans le domaine de l’océanographie sont non seulement corrélées à celles de l’ensemble des sciences, mais aussi aux progrès apportés aux navires et à la navigation. Au xiiie siècle, l’utilisation de la boussole, du gouvernail d’étambot et de la voile carrée ouvre le domaine de la haute mer aux navigations européennes. C’est l’époque des grandes découvertes et des premières cartes marines, les portulans, qui viennent bouleverser la vision du monde. Puis le passage de la voile à la vapeur, au milieu du xixe siècle, sera déterminant pour la découverte des grands fonds océaniques.

Dès l’Antiquité, un phénomène aussi complexe que la marée océanique fut, sinon réellement compris, du moins décrit, et ses variations périodiques associées aux phases de la Lune par divers auteurs – tel Pline l’Ancien (23-79) – et navigateurs – en particulier le grec Pythéas qui, au ive siècle avant notre ère, navigua au large des côtes européennes atlantiques jusqu’aux îles Shetland. Rapidement aussi, le lien entre souffle des vents et courants marins est assez bien compris et utilisé par les navigateurs arabes qui, dès le Moyen Âge, voyagent vers l’Extrême-Orient en utilisant la renverse (changement de sens) des vents est-ouest de mousson et des courants, ce que feront également plus tard les vaisseaux de la Compagnie des Indes au xviiie siècle. Au xviie siècle, la pensée scientifique s’oppose à la religion : c’est l’époque de Galilée et des premières sociétés savantes – Royal Society, créée à Londres en 1660 ; Académie royale des sciences, fondée à Paris en 1666. Isaac Newton, en établissant les lois de l’attraction universelle, pose en 1687 les bases de la théorie de la marée. Au siècle suivant, dit siècle des Lumières, esprit critique et rationalisme s’imposent et favorisent l’ensemble des sciences. Ce sont les prémices d’une connaissance scientifique des mers et de nombreux articles leur sont consacrés dans L’Encyclopédie ou Dictionnaire raisonné des sciences, des arts et des métiers (1751-1772) de Denis Diderot. L’inventaire des espèces marines se développe. En 1720, le Dépôt général des cartes et plans, journaux et mémoires concernant la navigation – qui deviendra en 1886 le Service hydrographique de la marine – est créé, fournissant aux navigateurs l’information nautique qui leur est nécessaire. C’est en son sein que l’ingénieur hydrographe Charles-François Beautemps-Beaupré (1766-1854) établit les bases de l’hydrographie moderne. En 1752, à Brest, des officiers et ingénieurs de marine fondent l’Académie de marine, société de pensée créée dans l’esprit des Lumières et qui se propose de développer le savoir scientifique dans le domaine de la navigation (de nos jours Établissement public du ministère des Armées, qui traite de l’ensemble des questions maritimes). Luigi Ferdinando Marsigli (ou Marsili, 1658-1730), précurseur de ce que sera l’océanographie, publie en 1725 son Histoire physique de la mer, ouvrage consacré à la Méditerranée dans lequel il décrit les caractéristiques physiques et biologiques de cette mer, ses courants, la température de ses eaux, ses plateaux continentaux…

Le 14 juin 1793, la Convention, soucieuse de développer les sciences et l’instruction publique, transforme le jardin du roi à Paris en Muséum national d’histoire naturelle, établissement où Lamarck (1744-1829) conçoit la première théorie de l’évolution, le transformisme, qu’il présente dans Philosophie zoologique (1809) et Histoire naturelle des animaux sans vertèbres (1815-1822). Il publie également le premier annuaire météorologique – terme qu’il crée –, l’Annuaire météorologique pour l’an VIII de l’ère de la République française. À l’instar de la Grande-Bretagne, avec l’Observatoire royal de Greenwich (1675), la Convention fonde en 1795 le Bureau des longitudes pour l’application des connaissances scientifiques à la navigation, l’astronomie en particulier, bureau qui existe toujours. Cette même année, la nomenclature définitive du système métrique décimal est établie.

En Amérique du Nord, Benjamin Franklin (1706-1790) publie en 1769 la première carte du Gulf Stream. Pierre Simon de Laplace (1749-1827), dans son Traité de mécanique céleste (premier tome paru en 1799), établit une théorie dynamique des marées – phénomènes étudiés par les hydrographes et mesurés à Brest dès le xviie siècle – et une formule mathématique qui sera utilisée jusqu’en 1992 pour les prédire.

Naissance de l’océanographie

À la fin du xviiie siècle et au siècle suivant, à l’initiative des États, à des fins de connaissance mais aussi de colonisation, les Français et les Anglais entreprennent des voyages d’exploration des océans qui associent marins et naturalistes. Ces expéditions révèlent des aspects nouveaux du monde, de sa géographie. Elles permettent, en particulier, dès la moitié du xixe siècle, une assez bonne cartographie des grands courants océaniques. L’hydrographe français Antoine Marie Rémi Chazallon (1802-1872) publie, en 1839, le premier annuaire des marées. En 1855, Matthew Fontaine Maury (1806-1873), officier de la marine américaine, exploitant les observations météorologiques des journaux de bord des navires, établit des cartes de vents et de courants de l’océan Atlantique, les vents étant générateurs des courants marins de surface.

C’est à la même époque que s’élabore la théorie des courants océaniques. Au cours de l’expédition du Fram, dans l’Arctique (1893-1896), Fridtjof Nansen (1861-1930) observe que la dérive de son navire suit celle des glaces qui se dirigent à 45 degrés à droite de la direction du vent. En 1905, Vagn Walfrid Ekman (1874-1954) explique cette dérive par l’action de la force de Coriolis : due à la rotation de la Terre, cette force, qui avait été mise en évidence en 1836 par Gustave Gaspard Coriolis (1792-1843), dévie les trajectoires des vents et des courants vers la droite dans l’hémisphère Nord, vers la gauche dans l’hémisphère Sud. Ekman établit la théorie dynamique des courants de surface qui se fonde sur l’égalité de la force de Coriolis et celle d’entraînement du vent. Il montre que cette action du vent ne s’exerce que sur une épaisseur de quelques dizaines de mètres (couche d’Ekman). Puis est établie une méthode, toujours utilisée, qui permet de calculer les courants profonds (vitesse et direction) en se basant sur le champ de densités des couches d’eau, densités obtenues à partir de la température et de la salinité de l’eau de mer aux différentes profondeurs : c’est la méthode géostrophique. Celle-ci a été, à l’origine, utilisée en météorologie pour calculer la vitesse des vents.

Spirale d’Ekman

Spirale d’Ekman

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En surface, l'eau est mise en mouvement par les vents. Un courant océanique superficiel se crée, du fait de la force de Coriolis due à la rotation de la Terre, à 450 par rapport à la direction du vent (vers la droite dans l'hémisphère Nord, comme ici, vers la gauche dans l'hémisphère Sud).... 

Crédits : Encyclopædia Universalis France

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C’est aussi au xixe siècle que l'intérêt du monde savant se tourne vers les profondeurs océaniques. Une science nouvelle apparaît vers la fin de ce siècle : c’est l’océanographie scientifique, qui se mettra définitivement en place au cours de la première moitié du xxe siècle. Cet intérêt pour les grandes profondeurs est en grande partie dû à la mise en place des premiers câbles télégraphiques sous-marins, qui nécessite une bonne connaissance du relief et de la nature des fonds marins. En 1866, le premier câble transatlantique qui fonctionnera de façon durable est posé entre l’Europe et l’Amérique du Nord, à plus de 4 000 mètres de profondeur (un tout premier câble transatlantique avait été mis en place en 1858, mais son activité n’avait duré que trois semaines). Par ailleurs, on pense que les grandes profondeurs, au-delà de 600 mètres, sont dépourvues de vie, les conditions de ces milieux (fortes pressions, obscurité, absence de nourriture) semblant défavorables à son développement. Cette opinion est défendue en 1844 par le biologiste anglais Edward Forbes (1815-1854), mais des animaux sont remontés des profondeurs océaniques… Ainsi, en 1860, on récupère un câble sous-marin qui avait été posé à une profondeur de plus de 2 000 mètres entre la Sardaigne et l’Algérie et sur lequel sont fixés des mollusques bivalves et des coraux solitaires. C’est pour combattre la conception d'une zone profonde sans vie que sont entreprises, à partir de 1868, à l'instigation en particulier de l'Anglais Charles Wyville Thomson (1830-1882), les premières grandes expéditions océanographiques dans l’Atlantique nord-est. Toutes les récoltes, effectuées avec des dragues, confirment l’abondance et la variété de la vie en profondeur. Les mesures de température des eaux profondes indiquent qu'elles sont froides, de – 1,9 0C à + 2 0C. De décembre 1872 à mai 1876 se déroule la célèbre campagne du navire britannique Challenger. Celle-ci démontre définitivement que la vie existe jusqu'à son plus haut niveau d'organisation à toutes les profondeurs des océans et que les genres et espèces peuplant ces milieux profonds sont différents de ceux des eaux superficielles. Cette expédition fournit une énorme moisson de données biologiques, bathymétriques, géologiques, physiques et chimiques, publiées dans Report on the Scientific Results of the Voyage of HMS Challenger During the Years 1873-1876 (une cinquantaine de volumes), fondement de nos connaissances sur les grandes profondeurs. Les bases de l'océanographie sont ainsi posées. À la suite de la campagne du Challenger, les expéditions océanographiques se multiplient dans de nombreux pays. En France, Alphonse Milne-Edwards (1835-1900) organise, entre 1880 et 1883, les expéditions du Travailleur et du Talisman dans l’océan Atlantique nord.

C’est également au cours de la seconde moitié du xixe siècle que les stations marines font leur apparition. En France, le premier laboratoire maritime, celui du Collège de France, est fondé à Concarneau en 1859 par Victor Coste (1807-1873) afin d’étudier la biologie des espèces pêchées par les bateaux de ce port. En 1872, Henri de Lacaze-Duthiers (1821-1901), professeur à la Sorbonne, fonde la Station biologique de Roscoff – première des trois stations marines de la faculté des sciences de Paris – pour mener des études approfondies sur la flore et la faune de la région. Quelques années après, il fonde en 1882 à Banyuls-sur-Mer un second laboratoire (aujourd’hui Observatoire océanologique de Banyuls-sur-Mer). L’origine de la Station zoologique de Villefranche-sur-Mer, près de Nice, est quant à elle liée à la présence d’une riche faune planctonique dans la rade de Villefranche, qui avait dès le début du xixe siècle attiré l’attention des naturalistes. En 1882, Jules Henri Barrois (1852-1943) et Hermann Fol (1845-1892) y installent un petit laboratoire, puis Alexis de Korotneff (1852-1915), professeur à Kiev, crée un laboratoire de zoologie au sein de bâtiments appartenant à la marine russe. En 1932, ce laboratoire – devenu la Station zoologique de Villefranche-sur-Mer – est rattaché à la faculté des sciences de Paris. Il devient en 1989 l’Observatoire océanologique de Villefranche-sur-Mer. Aujourd’hui, ces trois stations, désormais Observatoires des sciences de l’Univers (OSU) de l’INSU (Institut national des sciences de l’Univers) du CNRS (Centre national de la recherche scientifique) dépendent de l’université Pierre-et-Marie-Curie–Paris VI (devenue depuis 2018 Sorbonne Université) et du CNRS. En 1889, le laboratoire de zoologie de Marseille est inauguré, ayant été créé quelques années plus tôt par Antoine-Fortuné Marion (1846-1900), professeur à la faculté des sciences de cette ville. En 1933, il prend le nom de Station marine d’Endoume. Avec la création de ces stations a débuté en France, au sein de l’enseignement supérieur, une recherche en biologie marine de haut niveau, associée à l’enseignement, deux activités qui n’ont cessé de se développer. En 1888, à Boulogne-sur-Mer, avec le même objectif que celui qui présida à la fondation de celui de Concarneau, on installe un laboratoire, ancêtre de l'Office scientifique et technique des pêches maritimes (OSTPM) fondé en 1918 et qui deviendra, après la Seconde Guerre mondiale, l’Institut scientifique et technique des pêches maritimes (ISTPM). Des stations marines ont également été créées à la même période en Grande-Bretagne, en Italie, aux États-Unis, en Allemagne…

Salle des aquariums de la station biologique de Roscoff

Salle des aquariums de la station biologique de Roscoff

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Installée dans le Finistère, la station biologique de Roscoff a été fondée en 1872 par Henri de Lacaze-Duthiers (1821-1901), professeur de zoologie à la Sorbonne. Cette  photographie, datant du début du XXe siècle, montre une partie de la salle des aquariums. 

Crédits : Ed. Villard/ Collections musée de Bretagne et Ecomusée du Pays de Rennes

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Au début du xxe siècle, il semble qu’une image assez générale de l’océan mondial existe, même si celle-ci n’est pas tout à fait exacte. Toutefois, il reste beaucoup à apprendre et surtout à comprendre. En 1915, le météorologue allemand Alfred Wegener (1880-1930), dont les travaux se fondent sur la similitude géographique, géophysique et géologique des deux rives de l’océan Atlantique sud, publie La Genèse des continents et des océans, ouvrage dans lequel il reprend l’idée qu’il avait déjà présentée en 1912 : les continents, aujourd’hui séparés, formaient à l’origine un bloc unique, la Pangée, qui s’est brisé en plusieurs morceaux pour donner les continents actuels. Cette théorie, connue sous le nom de dérive des continents, est à l’époque rejetée par la plupart des géologues. Dans les années 1910, le sondage des milieux marins par le son commence à se généraliser, ce qui permet d’obtenir des profils ininterrompus et donc d’avoir une meilleure connaissance de la bathymétrie. Les travaux de Paul Langevin (1872-1946) rendent possible l’utilisation des ultrasons. Les recherches sur la propagation du son en mer durant la Première Guerre mondiale visent aussi à mettre au point un système de détection fiable des sous-marins, ce qui aboutira à l’utilisation des sonars durant la guerre suivante.

Albert Ier, prince de Monaco, met ses yachts au service de scientifiques et effectue, entre 1885 et 1915, des campagnes de recherche en Méditerranée et dans l'Atlantique nord. En 1906, il fonde, à Paris, l’Institut océanographique (qui sera rebaptisé en 2011 Maison des océans et de la biodiversité) et, à Monaco, le Musée océanographique, qui ouvre ses portes en 1910. Entre les deux guerres mondiales, en haute mer, les activités océanographiques françaises sont centrées sur les campagnes du Service hydrographique de la marine, les missions d’explorations polaires de Jean Charcot avec le Pourquoi-pas ? et surtout les campagnes océanographiques du navire Président-Théodore-Tissier de l'OSTPM. L'océanographie appliquée aux pêches acquiert alors de l'importance et les recommandations de l’OSTPM sont prises en compte pour les orientations de cette activité. À l’étranger, de nombreuses expéditions en haute mer étudient les océans et leurs profondeurs, telles celles du navire allemand Meteor, dans les années 1920, dans l’océan Atlantique sud, du navire danois Dana (1922-1930) dans l’Atlantique et du navire britannique Discovery dans l’océan Antarctique (1925-1927). Au début des années 1930, les Américains William Beebe (1877-1962) et Otis Barton (1899-1992) effectuent, au large des Bermudes, plusieurs plongées à bord d’une sphère d’acier munie de hublots et suspendue à un câble. Avec cet engin appelé bathysphère, ils atteignent en 1934 une profondeur de 923 mètres. Au cours de ces descentes, ils observent des animaux luminescents.

Bathysphère

Bathysphère

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Conçue par William Beebe (à droite) et Otis Barton (à gauche) à la fin des années 1920, la bathysphère est une sphère en acier moulé munie de hublots en quartz et suspendue à un câble, pouvant accueillir deux personnes. Elle effectua plus d'une trentaine de plongées entre 1930 et 1934,... 

Crédits : Bettmann/ Getty Images

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Plus tard, à la fin des années 1940, les campagnes orientées vers les grandes profondeurs reprendront avec les navires suédois Albatros (1947-1948), danois Galathea (1950-1952)  – pêchant dans les fosses océaniques jusqu'à plus de 10 000 mètres de profondeur –, soviétiques, tel le Vitiaz, et les travaux américains de l’Institut océanographique de Woods Hole (WHOI) sur la côte atlantique et de l'Institut d’océanographie Scripps (SIO) sur la côte pacifique.

Une océanographie française

Préparée par Jean Zay – ministre de l’Éducation nationale du Front populaire (poste qu’il conserve jusqu’à sa démission en septembre 1939 pour rejoindre l’armée française au combat) – et Jean Perrin – prix Nobel de physique en 1926 et sous-secrétaire d’État à la recherche –, la fondation du CNRS est effective le 19 octobre 1939. Après une période de sommeil durant l’occupation, il est réorganisé sous une forme plus démocratique par Henri Wallon, du gouvernement provisoire de la République (ordonnance du 2 novembre 1945). Cet organisme va jouer un rôle important dans le développement des études sur les océans. En collaboration avec la faculté des sciences de Paris, il dirige les stations marines et, en 1966, pour permettre le développement d’une recherche océanographique française de haut niveau, une section d’océanographie est créée, qui recrute chercheurs, ingénieurs et techniciens. À partir de 1985, l’INSU regroupe la recherche sur les océans et l’atmosphère du CNRS et les universités. Il possède également une flotte côtière et hauturière de navires océanographiques.

En 1967, pour gérer les moyens lourds de l’océanographie française, le Centre national pour l’exploitation des océans (Cnexo) est fondé. Il fusionnera en 1984 avec l’ISTPM pour former l’Institut français de recherche pour l’exploitation de la mer (Ifremer). C’est aussi dans les années 1960 que la France se dote d’une flotte océanographique de haute mer avec le chalutier océanographique Thalassa (1962) et le Jean-Charcot (1966), premiers grands navires d’une flotte qui ne cessera de se développer. En 1968 et 1969, le Jean-Charcot mène deux campagnes d’études consacrées à la formation des eaux de la Méditerranée occidentale puis, également en 1969, l’expédition Noratlante, trois mois dans l'Atlantique nord, points de départ de longues séries de campagnes océanographiques dédiées aux grandes profondeurs.

En ce qui concerne l’enseignement de l’océanographie, Pierre Drach (1906-1988) et Jean-Marie Pérès (1915-1988), respectivement professeurs à la faculté des sciences de Paris et à celle de Marseille, créent à la fin des années 1950 des formations de troisième cycle d’océanographie biologique, complétées à Paris par des troisièmes cycles d’océanographie physique et chimique, ou de géophysique et géologie marines. D’autres universités suivront (Lille, Brest, Nantes, Bordeaux). Les sciences humaines et sociales participent également à cette connaissance du milieu marin. Ainsi, Aliette Geistdoerfer (1943-2015) fonde, dès le début des années 1970, au CNRS, l’anthropologie maritime, qui étudie les spécificités techniques, sociales et culturelles des sociétés exploitant la mer.

Après la Seconde Guerre mondiale, la Marine nationale française, à l’instar des marines de guerre des autres nations maritimes, consciente de l’importance de l’océanographie pour les opérations navales, en particulier la lutte sous la mer, développe des services océanographiques et exploite des bâtiments de recherche. En 1971, le Service hydrographique de la marine devient le Service hydrographique et océanographique de la marine (SHOM).

La France s’est intéressée tôt à la pénétration de l’homme sous la mer. Grâce à ses travaux durant les années 1920-1930, le capitaine de corvette Yves Le Prieur (1885-1963) réalise un scaphandre autonome avec des bouteilles d’air permettant d’atteindre quelques dizaines de mètres de profondeur. La Marine nationale adopte officiellement cet équipement en 1935. Ce scaphandre est par la suite amélioré par le capitaine de corvette Philippe Tailliez (1905-2002), l’ingénieur Émile Gagnan (1900-1979) et le lieutenant de vaisseau Jean-Yves Cousteau (1910-1997). En 1945, la Marine nationale – à l’instigation de Tailliez, Gagnan et Frédéric Dumas (1913-1991) –, crée à Toulon le Groupe de recherche sous-marine et en confie le commandement à Tailliez.

Dans les années 1950, l’homme pénètre dans les grandes profondeurs océaniques à bord de sous-marins habités. Ces premiers véhicules d'exploration sous-marine, appelés bathyscaphes, seront remplacés dans les années 1970 par des submersibles plus légers et plus maniables, auxquels succéderont peu à peu les remotely operated vehicle (ROV), engins inhabités télécommandés à partir de leur navire support. Le premier bathyscaphe français, le FNRS-III, (réutilisant la sphère du FNRS-II, tout premier bathyscaphe conçu par le Suisse Auguste Piccard), est construit à l’arsenal de Toulon avec le soutien financier du CNRS, les missions dépendant de la Marine nationale. Le 15 février 1954, le capitaine de corvette Georges Houot (1913-1977) et l’ingénieur du génie maritime Pierre Willm (1926-2018) atteignent avec cet engin, au large de Dakar, la profondeur de 4 050 mètres. Ce sont les premiers hommes à voir le fond de l’océan et les animaux qui y vivent. En 1957, le CNRS crée le Laboratoire des bathyscaphes. Piccard construit, avec les Italiens, le Trieste qui, racheté par la marine américaine et modifié, plonge le 23 janvier 1960 à 10 916 mètres de profondeur dans le Pacifique (dans la fosse des Mariannes), un record qui ne sera jamais égalé. La marine française met en place le Groupe des bathyscaphes ; en 1962, Archimède, construit à l’arsenal de Toulon avec la participation du CNRS, atteint la profondeur de 9 545 mètres dans la fosse des Kouriles (océan Pacifique). Ce sous-marin effectuera 121 plongées scientifiques. Des submersibles plus légers pouvant être transportés à bord d’un navire (et non plus remorqués), permettant prélèvements et expériences au fond, prennent la relève. Ainsi l’Alvin, construit par la marine des États-Unis, est lancé en 1964 et utilisé par l’Institut océanographique de Woods Hole. La France met en service, en 1984, le Nautile – construit, comme ses prédécesseurs, à l’arsenal de Toulon –, sous-marin qui poursuit une longue carrière. La Russie possède les submersibles Mir-1 et Mir-2 et les Canadiens les Pisces. Les Japonais ont mis en service en 1981 le Shinkai-2 000 et en 1990 le Shinkai-6 500. La Chine, quant à elle, a mis en service, en 2010, le Jiaolong, un sous-marin habité ayant atteint en 2012 la profondeur de 7 015 mètres dans la fosse des Mariannes. De nombreux petits submersibles de moindre envergure existent. Toutes ces plongées améliorent grandement nos connaissances sur les grands fonds et leur faune. Les robots, comme le ROV Victor français, sont de plus en plus utilisés.

Des idées nouvelles, des moyens nouveaux

Dans la seconde partie du xxe siècle, notre vision des océans évolue profondément. Un siècle après la découverte des grandes profondeurs, toutes nos idées sur l'histoire de notre globe sont remises en cause en quelques années. C'est du fond des mers qu'est venue cette révolution avec une théorie qui oblige à repenser toutes nos connaissances en géophysique, géologie et biologie. Au cours des années 1960, une compréhension nouvelle de l’origine des océans, née aux États-Unis, s’impose à tous, une version moderne et hautement élaborée de la théorie de la dérive des continents formulée dès 1912 par Alfred Wegener : l’expansion des fonds océaniques. En 1976, au cours d'une expédition océanographique américaine, des photographies prises avec des caméras automatiques remorquées au niveau de l'axe de la dorsale des Galapagos révèlent, sur des fonds de 2 500 à 3 000 mètres, la présence de sources hydrothermales chaudes. En 1977, les plongées du submersible américain Alvin permettent de découvrir, groupées autour des sorties des fluides hydrothermaux chargés de composés métalliques, de surprenantes et riches communautés animales. Les années suivantes, des dépôts hydrothermaux très riches en sulfures sont découverts par l’Alvin (sur la dorsale des Galapagos, à 210 N), et par le submersible français Cyana (sur la dorsale du Pacifique oriental, également à 210 N). De ces « cheminées », parfois hautes de plus d'une dizaine de mètres, s'échappent des fluides à des températures élevées (de quelques degrés à 350 °C) à proximité desquels vivent de nombreux animaux. Ces fluides sont chargés de minéraux qui précipitent au contact de l’eau froide, formant donc des dépôts, en particulier de sulfures. En 1981, un vaste champ hydrothermal, à 2 600 mètres de profondeur, est découvert sur la dorsale du Pacifique oriental (entre 110 N et 130 N) lors d’une campagne du Jean-Charcot. Dès lors, l’ensemble des dorsales fait l’objet de missions de recherche au cours desquelles les submersibles jouent un rôle essentiel.

Fumeur noir

Fumeur noir

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Cette photographie montre une cheminée hydrothermale (ou fumeur noir) localisée sur la dorsale Juan de Fuca dans le nord-est du Pacifique et émettant un fluide chaud. Malgré des conditions environnementales a priori très hostiles (température et pression élevées, absence de lumière),... 

Crédits : NOAA USDC

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À la fin du xxe siècle, les recherches en océanographie biologique visent moins à récolter des espèces « nouvelles » qu’à comprendre le fonctionnement des écosystèmes marins des eaux de la zone euphotique (où la photosynthèse a lieu du fait de la pénétration de la lumière) jusqu’aux grandes profondeurs aphotiques (pas de photosynthèse possible). Pour cela, une nouvelle conception de l'étude des communautés des grandes profondeurs s’est mise en place dès la fin des années 1960 : il s’agit d’observer une zone limitée pendant une longue durée, avec des moyens importants et diversifiés, pour comprendre les modalités de fonctionnement de l'écosystème en les abordant sous tous les angles, dans la volonté de chiffrer à chaque fois que cela est possible.

Depuis les années 1970, électronique et informatique dominent l'instrumentation et la panoplie de l'océanographe comporte un nombre considérable d'instruments de mesure et de prélèvements, susceptibles de répondre à de multiples besoins : sondeurs multifaisceaux dont le signal couvre une grande surface du fond pour étudier le relief ; engins équipés d’émetteurs acoustiques pour obtenir différents relevés (mouvement du fond océanique, volcanisme…) ; bathysondes qui, lors de leur descente, transmettent en permanence la température, la salinité, la teneur en oxygène de l’eau… Les satellites océanographiques, qui ont fourni les premières images exploitables des océans dans les années 1970, deviennent des outils très efficaces qui permettent une vision instantanée et globale des océans, un suivi dans le temps et la couverture de zones très vastes en un temps très court. Les navigateurs, grâce aux systèmes de navigation par satellite (GPS américain, Galileo européen…), connaissent désormais à quelques centimètres près leur position.

Bathysonde

Bathysonde

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Déployée à partir d'un navire océanographique, la bathysonde est un outil indispensable de l'océanographie. Elle mesure en continu la température, la pression, la salinité ainsi que d'autres paramètres (taux d'oxygène, de dioxyde de carbone…). Elle est souvent entourée, comme ici,... 

Crédits : Patrick Geistdoerfer

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En août 1992, le satellite franco-américain Topex-Poseidon est mis sur orbite. Consacré à l’étude des marées, des courants marins et des variations du niveau de la mer, il permettra de relever jusqu’en octobre 2005 la topographie de la surface de la mer avec une précision de deux à trois centimètres. Ses données rendent possibles des études à long terme de la circulation océanique et de sa variabilité, et la mise en évidence d’une élévation régulière du niveau des mers. Il est rejoint en 2001 par le premier des satellites Jason (ses successeurs) et nombre d’autres consacrés à l’étude des océans vont suivre. La télédétection marine a pour objectif d’effectuer des mesures de la mer à distance. Les utilisations de la télédétection sont très variées : observations météorologiques, hauteur des vagues, direction de propagation et longueur d’ondes des trains de houle, température de l’eau, circulation océanique et pente de la mer, traces des ondes internes, couleur de la mer qui dépend notamment de la richesse des eaux en chlorophylle (estimation de la production primaire en surface), dérive des glaces ou des nappes d’hydrocarbures, etc. Néanmoins, les valeurs obtenues ne concernent que la surface de la mer car les signaux émis par les satellites ne pénètrent pas dans la colonne d’eau. Il est donc nécessaire d’associer observations satellitaires et mesures océanographiques traditionnelles prises dans la colonne d’eau et sur le fond à partir de navires ou d’engins autonomes comme les milliers de flotteurs du programme international Argo (lancé en 2000) déployés dans l’ensemble de l’océan. Se déplaçant dans la colonne d’eau entre la surface et plusieurs milliers de mètres, ces flotteurs enregistrent en continu la température, la salinité et les courants, données qu’ils transmettent vers les stations à terre, ce qui permet un suivi permanent de l’état de l’océan. L’ensemble de ces informations, passées et présentes, sont utilisées pour la réalisation de modèles numériques, de plus en plus présents et progressant en permanence, qui permettent de comprendre la dynamique de l’océan et même désormais de prédire l’évolution des masses d’eau, les courants... À l’image de la prédiction météorologique, la modélisation des données obtenues par les satellites et par les mesures in situ des bouées Argo permet une prévision à quinze jours des courants et masses d’eau de l’océan mondial : c’est ce que l’on appelle l’océanographie opérationnelle. En perfectionnant la représentation de la dynamique des couches de la surface océanique, cette discipline est capable de décrire de plus en plus précisément l’état de l’océan. On touche ici à des enjeux sociétaux que l’on retrouve bien présents lors des recherches sur les écosystèmes marins pour l’étude de leur réponse à la variabilité climatique, par exemple.

Satellite Jason-3

Satellite Jason-3

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Permettant une vision globale de l'océan et, entre autres, la mesure des courants, des températures de surface et de la hauteur des vagues, les trois satellites Jason (ici, vue d'artiste de Jason-3) prolongent la mission de Topex-Poseidon qui s'est déroulée de 1992 à 2005. Les observations des... 

Crédits : NASA/ JPL Caltech

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L’océan fonctionne comme une immense machine thermique. Sa surface est le lieu d’importants échanges thermiques avec l’atmosphère, entraînant des modifications dans la répartition des zones de pression qui induisent des courants océaniques. On est donc en présence d’une immense machine thermodynamique constituée par l’ensemble indissociable océan-atmosphère, dont les interactions commandent en grande partie le climat de notre globe, climat qui a changé au cours de son histoire. Le système climatique est commandé par l’énergie solaire et c’est au niveau de sa surface que l’océan, qui a une grande capacité calorifique, emmagasine de la chaleur ainsi que des gaz comme le dioxyde de carbone (CO2). L’océan a un rôle déterminant dans le système climatique : si les échanges atmosphère-océan sont modifiés, le climat terrestre l’est aussi. Or, depuis le milieu du xixe siècle, l'activité humaine perturbe la composition chimique de l'atmosphère et de l'océan, et les flux naturels de certains éléments sont modifiés. On assiste à une modification excessivement rapide du climat. L’accroissement de la teneur en CO2 de l'atmosphère, qui a débuté avec l'ère industrielle, augmente chaque année, entraînant une augmentation de la température moyenne de l'atmosphère (c’est l’effet de serre) et, donc, de l’océan. Celui-ci a absorbé 93 p. 100 de l’excès d’énergie (de la chaleur) dû à l’augmentation dans l’atmosphère des gaz à effet de serre d’origine anthropique. Ce réchauffement de l’océan entraîne une élévation de son niveau moyen : 45 p. 100 de cette élévation sont dus à la fonte des glaces continentales (inlandsis groenlandais et antarctique, glaciers) ; 35 p. 100 à la dilatation thermique de l’océan réchauffé ; et 20 p. 100 sont mal définis. Le réchauffement climatique accélère également la fonte des banquises. Il peut aussi perturber le régime des courants océaniques sans les faire disparaître et atténuer les plongées d’eau à l’origine de la circulation thermohaline (qui correspond aux courants profonds). L’augmentation du CO2 atmosphérique est en grande partie atténuée par l’océan qui absorbe un quart du CO2 émis par l’homme dans l’atmosphère ; mais cette amplification du CO2 dans l’océan provoque une acidification de l’eau de mer. L’océan fonctionne donc comme une pompe à CO2, pompe physique (échanges de gaz en surface et dissolution dans l’eau de mer) et pompe biologique (conversion en matière organique grâce à la photosynthèse). Quelle est l’ampleur de ce phénomène ? Comment va-t-il évoluer et quel est le devenir du carbone dans l’océan ?

Un océan profond, des plaques en mouvement

Pris dans son ensemble, l’océan est profond : 3 800 mètres en moyenne. Les profondeurs inférieures à 200 mètres représentent 7,6 p. 100 de sa surface ; celles de 200 à 7 000 mètres 92,3 p. 100 ; et celles supérieures à 7 000 mètres 0,1 p. 100. Le plateau continental, granitique, prolongement du continent, a une pente faible, de l’ordre de 0,4 p. 100, et s’étend de quelques centaines de mètres à plusieurs centaines de kilomètres de la côte jusqu’à une profondeur moyenne de 200 mètres, qui correspond à une rupture de pente. Entre 200 mètres et une profondeur de 2 000 à 3 000 mètres, le talus continental a une pente forte, de 3 à 6 p.100. C’est une zone accidentée présentant des canyons sous-marins. À sa base, de 2 000 à 3 000 mètres jusqu’à 4 000 à 5 000 mètres, s’accumulent des matériaux ayant glissé le long de la pente et provenant pour l’essentiel des continents. Les fonds compris entre 4 000 et 6 000 mètres de profondeur forment les plaines abyssales, basaltiques, très plates (pente inférieure à 0,1 p. 100) et recouvertes de sédiments. Les fosses océaniques, situées en bordure des océans, forment d’étroits et profonds sillons aux flancs abrupts, longs de plusieurs centaines de kilomètres. Elles correspondent aux profondeurs supérieures à 6 000 mètres. La fosse des Mariannes (Pacifique occidental), avec ses quelque 11 000 mètres, est la plus grande profondeur océanique connue.

Au niveau des plaines abyssales se dresse, à plus de 3 000 mètres de hauteur, une chaîne de montagnes volcaniques escarpées, continue à travers l’océan mondial : les dorsales océaniques. Longues d’environ 60 000 kilomètres, elles séparent chaque océan en plusieurs bassins. L'axe des dorsales est souvent marqué par un fossé aux parois verticales de profondeur variable, souvent plusieurs centaines de mètres – le rift.

Sauf s’ils sont trop abrupts, les fonds marins sont toujours recouverts par des sédiments. Ces derniers, organiques ou non, proviennent de l’érosion des continents (sédimentation dite détritique) ou de l’accumulation sur le fond des squelettes calcaires et siliceux d’organismes marins (sédimentation dite biologique). Ils couvrent environ 50 p. 100 de la superficie des fonds océaniques. La sédimentation d’origine chimique découle de la précipitation de certaines substances contenues dans l’eau de mer.

À la fin des années 1950, l’Américain Bruce Charles Heezen (1924-1977) met en évidence l’existence, dans l’axe de la dorsale médio-atlantique, d’un fossé de 1 000 à 1 500 mètres de profondeur, qu’il baptise « rift ». Ses travaux sont à l’origine de la théorie de l’expansion des fonds océaniques formulée au début des années 1960 par son compatriote Harry Hess (1906-1969). Cette nouvelle théorie fournit une explication de la formation des océans et de l’ensemble de la surface du globe terrestre. Elle constitue un bouleversement total de notre conception de l'histoire des océans, de leur formation et de leur évolution au cours des temps géologiques, et donc de l’histoire de la Terre et de la vie marine et terrestre. Il y a 280 millions d’années, un continent unique, la Pangée, s’est fragmenté au niveau de zones de volcanisme, les futures dorsales. La surface du globe est composée d’une douzaine de grandes plaques tectoniques principales rigides (constituées par la lithosphère, c’est-à-dire la croûte terrestre – océanique ou continentale – et la partie superficielle du manteau supérieur sous-jacent) glissant sur l’autre partie du manteau supérieur (appelée asthénosphère) beaucoup plus déformable, et de nombreuses plaques secondaires. Ces plaques sont en mouvement les unes par rapport aux autres. La croûte continentale est composée de roches granitiques légères et rigides, tandis que la croûte océanique est constituée de roches basaltiques plus lourdes. Au niveau des dorsales océaniques, qui sont des zones d’accrétion de la croûte océanique, les plaques s’écartent et s’accroissent car il y a dans l’axe de la dorsale une remontée de laves volcaniques, matériels profonds en fusion issus du manteau terrestre. Se refroidissant au contact de l’eau de mer, ces laves se répandent de part et d’autre de l’axe de la dorsale, repoussant les coulées basaltiques plus anciennes. C’est ainsi que l’océan Atlantique nord s’ouvre depuis 200 millions d’années, à la vitesse actuelle de 2,5 centimètres par an, l’Europe et l’Amérique s’éloignant ainsi l’une de l’autre. En revanche, d’autres mers se ferment comme la Méditerranée, la plaque africaine remontant vers le Nord. C’est au niveau des fosses que la destruction de la croûte océanique s’opère, d’une quantité égale à celle qui est produite au niveau des dorsales : le matériel d’une plaque océanique s’enfonce sous la plaque voisine et retourne dans le manteau. Les fosses, zones de subduction, sont souvent associées à des arcs insulaires volcaniques, ainsi les fosses de l’océan Pacifique ouest, au large des Philippines. Les zones d’accrétion et de subduction sont des zones de volcanisme et de séismes intenses. Les océans, renouvelés constamment, sont donc jeunes, 200 millions d’années au plus, alors que les continents, apparus à l’origine de la Terre, sont vieux de quelque 4 milliards d’années et conservent dans leurs roches toute l’histoire de la Terre.

L’hydrothermalisme océanique est fréquent et varié au niveau des zones d’accrétion. Son activité, liée à celles magmatique et tectonique de la dorsale, a des fluctuations temporelles de quelques dizaines d’années mais elle peut être considérée comme permanente à l’échelle de la dorsale et à celle des temps géologiques. Ce phénomène d’hydrothermalisme peut s’expliquer comme suit : l’eau de mer s’infiltre dans la croûte océanique nouvellement formée, au niveau des zones d'accrétion, par un réseau de failles et de fractures, et pénètre à des profondeurs de deux à trois kilomètres ; au cours de cette circulation, elle se réchauffe à proximité du magma, s’acidifie et se charge de divers éléments (sulfures de fer, de zinc, de cuivre…, hydrogène sulfuré, méthane, hélium, silicium, manganèse...) ; elle ressort sous pression, constituant le fluide hydrothermal, par les orifices des cheminées de sulfures ou au travers de fractures, toujours à une température supérieure à celle de l’eau ambiante, de quelques degrés à plusieurs centaines de degrés. En se refroidissant au contact de l’eau de mer, les sulfures en solution dans le fluide précipitent, créant des cheminées et des dépôts qui représentent les plus fortes concentrations marines d’éléments métalliques connus. La composition des fluides varie d’une zone hydrothermale à une autre, et même d’un site à un autre au niveau d’une même dorsale.

Des océans froids et salés

Les océans sont froids : 3,8 0C en moyenne. En surface, les températures dépendent de la position géographique de l’océan et de la saison. Elles varient de – 1,9 0C à + 30 0C. Leur répartition tend à être latitudinale mais elle est modifiée par le régime des courants. Aux faibles latitudes (zones équatoriales), l’eau de mer emmagasine de la chaleur, tandis qu’aux latitudes élevées, elle en cède. La répartition verticale des températures (de la surface au fond de l’océan) est commandée par la circulation océanique et par la position de l’océan sur le globe. À des latitudes inférieures à 50 degrés, trois couches d’eau peuvent être distinguées : une couche superficielle, zone de mélanges, épaisse d’une centaine de mètres ; une couche de transition, appelée thermocline, de quelques centaines de mètres d’épaisseur, caractérisée par une décroissance rapide de la température (qui atteint son niveau inférieur, environ 5 0C) avec la profondeur ; une couche profonde d’eaux froides (de 5 0C à environ 2 0C), correspondant à la plus grande masse des océans, qui n’est pas homogène, car composée de trois masses d’eaux originaires de régions différentes et avec des circulations différentes. La température est le plus important des paramètres physico-chimiques de l’eau de mer car la plupart des organismes marins vivent dans des gammes de températures très étroites.

L’eau de mer est une solution saline aqueuse. La salinité est la masse totale des sels dissous dans un kilogramme d’eau de mer. Elle est généralement comprise entre 33 et 38 grammes par kilogramme (g/kg), mais il peut y avoir de fortes variations d’une région à l’autre, la salinité moyenne étant de 34,72 g/kg pour l’ensemble des océans. La proportion relative des différents sels de l’eau de mer reste sensiblement constante et le poids du chlorure de sodium représente environ 77,8 p. 100 du total. Les valeurs élevées de la salinité se situent dans les régions subtropicales alors qu’il y a une baisse des salinités à l’équateur et vers les hautes latitudes. Cette distribution dépend également des mélanges verticaux, des phénomènes locaux (précipitations, mousson, apports fluviaux, formation ou fonte des glaces...). À des profondeurs supérieures à 2 000 mètres, les salinités sont assez constantes, de l’ordre de 34,7 g/kg.

L’eau de mer contient par ailleurs différents gaz dissous, dont l’azote est le plus abondant (64 p. 100). L’oxygène (34 p. 100), indispensable à la vie, provient de la dissolution de l’oxygène atmosphérique et de la photosynthèse des algues. Ce sont les eaux proches de la surface qui sont les plus riches en oxygène en raison des échanges permanents avec l’atmosphère et de la photosynthèse qui a lieu dans les eaux les plus superficielles (la lumière étant indispensable à ce processus). Le dioxyde de carbone, présent dans l’eau de mer à une concentration soixante fois supérieure à celle de l’air (1,8 p. 100 pour 0,03 p. 100 dans l’atmosphère), provient de la dissolution du dioxyde de carbone atmosphérique et de la respiration des êtres vivant dans l’océan. Il s’établit dans l’eau de mer un équilibre entre le dioxyde de carbone, l’acide carbonique et les carbonates, qui fait de l’eau de mer une solution tampon alcaline, avec un pH compris entre 7,5 et 8,4. Cet équilibre est modifié par l’augmentation de la teneur en CO2 de l’atmosphère (et donc de l’océan qui en absorbe une bonne partie) responsable, avec les autres gaz à effet de serre (comme le méthane), du changement climatique de notre planète. Ce déséquilibre entraîne une acidification de l’eau de mer (diminution du pH) dont les conséquences sont néfastes pour les récifs coralliens et pour certains organismes à la coque calcaire (notamment le phytoplancton). En effet, avec la diminution du pH, les carbonates sont de moins en moins disponibles, d’où la difficulté pour les organismes de fabriquer leur coquille ou leur squelette calcaire.

Des eaux en mouvement permanent

Les eaux marines sont en perpétuel mouvement du fait des grands courants océaniques qui sont tourbillonnaires, des marées et de leurs courants, et, à leur surface, des vagues. Les grands courants de surface (qui sont associés aux vents) – comme le Gulf Stream, les courants équatoriaux ou encore le courant circumpolaire antarctique (aussi nommé grande dérive d'ouest) – ont un rôle déterminant pour le climat planétaire et pour la circulation des eaux profondes. Le refroidissement de l’eau et l’évaporation sont des phénomènes de surface qui augmentent la densité de l’eau de mer. Par endroits, ces phénomènes ont des répercussions en profondeur. En effet, si l’eau de surface devient plus dense que les eaux sous-jacentes, celle-ci plonge créant des mouvements verticaux et un brassage entraînant la formation d’une masse d’eau froide (entre 0 0C et + 2 0C) et salée (donc dense) qui atteint parfois plusieurs milliers de mètres de profondeur. Il n’y a que dans quelques zones de l’océan mondial que se forment, ainsi, en hiver, toutes les eaux profondes ou de fond des océans, sous l’effet combiné des basses températures et des vents froids et secs générateurs d’une forte évaporation. Ce sont, pour l’hémisphère Nord, les mers de Norvège, du Groenland et du Labrador où se refroidissent les eaux chaudes venues de la région tropicale avec les courants de l’océan Atlantique nord – Gulf Stream prolongé par la dérive nord-atlantique. Des eaux profondes se forment dans les mêmes conditions en Méditerranée, mais leur température est plus élevée, de l’ordre de 13 0C. Dans l’hémisphère Sud, dans les mers bordières du continent Antarctique (mer de Weddell et, dans une moindre mesure, mer de Ross), les eaux de surface se refroidissent aussi et plongent. D’une température de 0,5 0C, elles occupent les plus grandes profondeurs de l’océan mondial, au-delà de 4 000 mètres. Les différentes eaux profondes du nord de l’océan Atlantique, après avoir plongé, envahissent tous les bassins profonds grâce à des courants horizontaux de très faibles vitesses, constituant la circulation profonde ou thermohaline – parfois baptisée « tapis roulant » – qui permet le mouvement de 75 p. 100 des eaux de l’océan mondial. Les eaux profondes et de fond restent en immersion pendant plusieurs centaines d’années puis remontent vers la surface peu à peu, notamment dans les zones de divergence – remontées d’eau – rejoignant la circulation superficielle des grands courants océaniques.

Circulation océanique superficielle

Circulation océanique superficielle

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Les principaux courants de surface sont mis en mouvement par les vents dominants, mais ils dépendent aussi de la configuration des continents et de la distribution de l'ensoleillement. 

Crédits : Encyclopædia Universalis France

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Schéma de la circulation générale des courants océaniques

Schéma de la circulation générale des courants océaniques

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Les eaux profondes froides, qui se sont formées dans le nord de l'Atlantique nord, envahissent l'ensemble des bassins océaniques (océan Atlantique, océan Pacifique et océan Indien) en formant des courants profonds qui constituent la circulation thermohaline (en bleu). Ces eaux, qui se... 

Crédits : Encyclopædia Universalis France

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Des populations marines variées

La vie est présente dans la totalité des océans, depuis la surface jusqu’aux plus grandes profondeurs, offrant des populations marines riches, variées et complexes. En fonction de la relation que les êtres vivants entretiennent ou non avec le fond océanique, on distingue deux domaines.

Le domaine pélagique est celui de la pleine eau au sein de laquelle vivent des populations végétales et animales – dont l'ensemble a reçu le nom de « pélagos » – qui n’ont aucun rapport avec le fond des océans. Ces populations pélagiques ne sont pas distribuées de façon homogène dans la colonne d’eau qui est en permanence en mouvement. Elles sont structurées dans l'espace et leur organisation et leur distribution dépendent de la température, la salinité, l’éclairement, la nourriture, les courants, etc. Les organismes vivant dans ce milieu pélagique constituent deux ensembles : ceux qui nagent activement forment le necton (mammifères marins, poissons, calmars, grandes crevettes…) ; ceux qui flottent dans l'eau, soumis aux courants et avec des mouvements horizontaux réduits par rapport à la masse d'eau dans laquelle ils vivent forment le plancton, organismes généralement de petite à très petite taille, rarement de grande taille (méduses par exemple). Le plancton végétal, ou phytoplancton, est composé essentiellement par les algues unicellulaires ; le plancton animal, ou zooplancton, est dominé par les petits crustacés. Un très grand nombre d’espèces planctoniques de la zone euphotique effectuent une migration journalière verticale, parfois de plusieurs centaines de mètres, qui les rapproche la nuit de la surface pour se nourrir.

Le domaine benthique est celui des organismes qui vivent sur le fond des océans – quelle que soit sa profondeur – près du fond ou dans les sédiments qui le recouvrent. Formant le benthos, ces organismes sont représentés par les algues du littoral et par les animaux vivant du littoral aux grandes profondeurs. Les bactéries sont très abondantes dans tout l’océan mondial, vivant sur le fond et dans la colonne d’eau. Elles constituent l'un des agents principaux du cycle de la matière organique dans l'océan mondial.

Les eaux superficielles du plateau continental ou de la haute mer, de quelques mètres à quelques dizaines de mètres de profondeur, sont celles dans lesquelles pénètre la partie non réfléchie de la lumière solaire (définissant la zone dite euphotique) dont l’intensité doit être suffisante pour permettre la photosynthèse des algues (benthiques et pélagiques), à l’origine de la production primaire. Plus ou moins riches en sels nutritifs (nitrates, phosphates, silicates…), elles sont soumises aux variations saisonnières, à la dynamique des courants et, sur le littoral, aux marées. Elles renferment la grande majorité de la biomasse marine végétale et animale.

Les eaux des profondeurs océaniques occupent 93 p. 100 de l’espace marin, constituant un énorme écosystème dont les populations sont variées et hétérogènes. Un certain nombre de caractères les distinguent de celles des eaux superficielles :

– elles sont obscures (zones dites aphotiques, la lumière ne pénétrant pas dans ces milieux) ;

– elles s’étendent depuis la rupture de pente marquant la limite entre plateau continental et talus continental, à 200 mètres de profondeur, jusqu’au fond des fosses océaniques, à près de 11 000 mètres ; à l’exception du talus et des dorsales, leur fond est recouvert de sédiments ;

– leur température est basse et constante, de l’ordre de 1,5 0C à – 2 0C (sauf en Méditerranée et en mer Rouge, les deux mers où les zones profondes ne sont pas froides, la température y étant, respectivement, de 13 0C et 21,6 0C) ;

– les courants y sont lents.

Dans ces eaux profondes, toutes les ressources alimentaires (sauf pour certains phénomènes hydrothermaux et quelques rares exceptions) proviennent de la zone euphotique (« pluies » de détritus qui tombent depuis la surface des océans). Les genres et les espèces peuplant ces zones sont adaptés à la vie dans ce milieu particulier, créant un changement faunistique total par rapport aux organismes des zones superficielles. Ces populations animales profondes se répartissent dans l’immense surface des plaines abyssales, alors que les luxuriantes communautés animales associées à l’hydrothermalisme – avec leurs vers « géants », leurs grands bivalves, leurs crustacés et poissons – vivent dans des lieux infiniment plus réduits, telles des oasis de vie au milieu du désert basaltique des dorsales. Découvertes en 1977, ces communautés animales hydrothermales ont été une totale surprise pour les océanographes. Plus ou moins riches et diversifiées, variables d’une dorsale à l’autre, elles sont centrées sur les sorties du fluide hydrothermal et ne recouvrent autour de ces dernières que quelques mètres à quelques centaines de mètres carrés. Cette vie ne dépend pas de la lumière solaire. La communauté hydrothermale n’est donc pas un système photosynthétique, mais chimiosynthétique dans lequel les producteurs primaires ne sont pas des végétaux mais des bactéries qui, à la base de tout l’écosystème hydrothermal, sont très abondantes et oxydent les composés soufrés, ce qui leur fournit l’énergie nécessaire à la synthèse des molécules organiques. Ces bactéries sont soit symbiotiques, c’est-à-dire vivant dans les tissus de certains invertébrés, soit fixées sur d’autres invertébrés, soit libres et consommées directement par les animaux. Chaque communauté animale correspond à une biomasse considérable, généralement supérieure à 20-30 kg/m² – jusqu’à 100 kg/m² – valeurs plusieurs milliers de fois supérieures à celles habituellement connues à ces profondeurs. Un grand nombre de ces espèces (mollusques, vers, crustacés, poissons…) sont nouvelles pour la science et caractéristiques de l’hydrothermalisme.

Poisson des grandes profondeurs

Poisson des grandes profondeurs

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Les Macrouridae, qui constituent la plus importante famille des poissons de profondeur (ici photographie composite de l'espèce Malacocephalus laevis), sont caractérisés par un corps très effilé. Ils sont présents dans tous les océans, vivant sur la partie basse des talus continentaux et sur... 

Crédits : Paulo de Oliveira/ Biosphoto

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Des perspectives de recherche

La longue expérience des navigateurs et plus d’un siècle et demi de recherches ont permis – sinon de répondre à toutes les questions – d’accéder à une meilleure connaissance de l’océan mondial qui, même si elle diffère de celle des premiers océanographes, ne la remet pas totalement en cause. Loin d’être un univers figé comme on a pu longtemps le croire, l’océan est en perpétuel changement. La compréhension des processus océaniques reste un domaine d’étude particulièrement important : le contrôle de la circulation à grande échelle, les chemins de l’énergie dans l’océan (flux de carbone et de température), la pompe biologique du carbone… sont autant d’axes de recherche qui ne demandent qu’à être approfondis, de nouvelles méthodes de modélisation devant être développées pour comprendre ces processus. La nécessité de mieux appréhender la variabilité spatiale et temporelle de ces phénomènes est mise particulièrement en avant par la prospective océan-atmosphère de l’INSU, l’accent étant porté sur les tourbillons en ce qui concerne les océans. Cette même prospective souligne aussi que l’océan doit être étudié sous l’angle de « nouvelles frontières avec le vivant » en abordant, par exemple, le rôle des communautés biologiques dans la régulation des flux des éléments dans l’océan, ou l’étude des cycles biogéochimiques. Enfin, l’océan doit aussi être compris dans une vision intégrée du système Terre considérant les cycles et interfaces de l’océan avec l’atmosphère, la cryosphère (glace, neige), la zone littorale et la Terre solide (hydrothermalisme océanique, par exemple). De nombreuses et complexes questions auxquelles l’océanographie – la science qui fait comprendre l’océan – aura à répondre, pour saisir la réalité de l’océan et, dans la mesure du possible, la prévoir.

—  Patrick GEISTDOERFER

Bibliographie

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Pour citer l’article

Patrick GEISTDOERFER, « OCÉANOGRAPHIE », Encyclopædia Universalis [en ligne], consulté le 19 juillet 2019. URL : http://www.universalis.fr/encyclopedie/oceanographie/