La répartition des sédiments océaniques

Les roches sédimentaires sont principalement étudiées là où elles sont facilement observables : à l'affleurement. Elles sont cependant très majoritairement formées en milieu océanique, parfois sous plusieurs kilomètres d'eau, et elles ne constituent que l'infime fraction conservée en surface des roches sédimentaires totales, l'essentiel ayant été injecté dans l'asthénosphère par la subduction. C'est ainsi que lors de la première description quantitative de l'ophiolite d'Oman, la présence de radiolarite (dénommée «  chert  » dans ce qui suit) sur les roches volcaniques basiques était difficilement expliquée, sans lien évident avec le processus de sédimentation.

Le développement des programmes internationaux de carottage tel que le Deep-Sea Drilling Program (DSDP, 1968-1983), l'Ocean Drilling Program (ODP, 1985-2003), l'Integrated Ocean Drilling Program (IODP, 2003-2013) et l'International Ocean Discovery Program (IODP, 2013-2024) ont fourni des milliers de carottes sédimentaires permettant de préciser la composition et l'origine des sédiments marins. Recouvrant actuellement 70 % de la Terre solide, les sédiments océaniques constituent l'interface entre la géosphère et la majeure partie de l'hydrosphère (représentée à 97 % par les océans). Continuellement déposés, ils sont une archive chimique et biologique des océans. L'objectif de cet article est de présenter la répartition géographique de trois caractéristiques essentielles des sédiments océaniques : leur nature, leur épaisseur et leur teneur en carbone organique, et d'identifier les mécanismes qui expliquent cette répartition. En tant qu'objet « à l'interface », l'étude des sédiments océaniques est l'occasion de mobiliser la biologie, la chimie, et la géodynamique externe.

La compilation de milliers d'observations de sédiments océaniques par carottage (figure 1) permet de cartographier la répartition mondiale du type majoritaire de sédiment de surface (figure 2). Au premier ordre, on constate une répartition en ceintures latitudinales : les boues à radiolaires sont majoritairement dans la zone intertropicale, les boues à diatomées sont localisées dans l'océan Arctique et l'océan Austral au Sud de 50°S, et les sédiments calcaires sont présents dans les zones tempérées entre 20° et 50° de latitude. Au second ordre, et en comparant avec la carte bathymétrique (figure 3), on remarque que les sédiments calcaires ne dominent que dans des profondeurs inférieures à 5 000 mètres tandis que les argiles tapissent les plus grandes profondeurs océaniques. Enfin, les sédiments dits lithiques (des fragments de roche-mère continentale érodée, transportés par les fleuves, puis déposés dans les océans) sont présents à proximité du plateau continental ainsi que dans les bassins semi-fermés.

Les campagnes de sismique marine permettent de localiser l'interface entre le socle rocheux et la couverture sédimentaire et donc de déterminer l'épaisseur totale des sédiments marins (figure 4). L'épaisseur moyenne des sédiments est de 1 km. Au centre des bassins océaniques majeurs, elle n'est que de quelques centaines de mètres tandis qu'elle peut atteindre plus de 15 km dans les petits bassins sous influence de grands fleuves. Ce phénomène s'observe au niveau de l'embouchure du Mississippi dans le Golfe du Mexique, du Nil dans le bassin Levantin, du Danube dans la Mer Noire, ou encore du Gange dans le Golfe du Bengale. Ainsi, si les sédiments autochtones formés en milieu océanique couvrent la majeure partie de la surface du plancher océanique, ils ne représentent qu'une épaisseur mineure en comparaison des sédiments allochtones issus de l'érosion des surfaces continentales.

Une dernière propriété d'intérêt des sédiments océaniques est leur teneur en carbone organique total, exprimée en pourcentage massique (figure 5). Pour cette mesure, les échantillons de sédiments sont d'abord acidifiés pour dissoudre le carbone inorganique puis le résidu est analysé à l'autoanalyseur CHN. Une combustion à environ 1000°C passe le carbone organique à l'état de CO₂ gazeux qui est détecté par conductivité thermique ou spectrométrie infrarouge. La vaste majorité des sédiments océaniques contient moins de 1 % massique de carbone organique, mais des teneurs supérieures à 3 % sont observables à proximité des bords Ouest des continents ainsi qu'au niveau du Pacifique équatorial et du Nord de l'océan Indien. La matière organique produite en surface puis exportée en profondeur y a été mieux conservée.

Le plancton désigne l'ensemble des organismes passifs par rapport aux courants horizontaux. Il compte parmi ses représentants des organismes eucaryotes unicellulaires, anciennement appelés protistes, qui fabriquent des écailles, tests, capsules ou autres frustules constitués de biominéraux. Les fonctions de ces structures minéralisées sont diversifiées et toutes ne sont pas encore identifiées. Elles peuvent être impliquées dans la protection contre la prédation, la régulation de l'activité photosynthétique ou la réduction des dommages provoqués par les rayons lumineux sur la cellule (Monteiro et al., 2016[A12]).

Les coccolithophoridés (prymnesiophycées) sont photosynthétiques, de petite taille (environ 10 µm) et fabriquent des écailles de calcite (CaCO₃ rhomboédrique) appelées coccolithes (figure 6). Connus pour constituer les actuelles falaises de craie, c'est le dépôt des résidus d'écailles de calcite blanche qui permet d'écrire sur un tableau noir. Les diatomées (bacillariophycées) sont également un constituant du phytoplancton, ou plancton « végétal », mais de beaucoup plus grande taille : elles peuvent atteindre 1 cm pour les plus grandes d'entre elles. Elles fabriquent un frustule, sorte de boite en silice hydratée (SiO₂·0,4H₂O) constituée de deux valves qui englobent la cellule (figure 7). Les foraminifères (rhizaires) sont des organismes hétérotrophes, appartenant donc au « zooplancton », qui fabriquent des tests constitués de loges successives en calcite (figure 8). Le test est percé de foramens, petits trous par lesquels sortent des évaginations de la membrane plasmique appelées pseudopodes impliqués dans la nutrition par phagocytose (absorption de particules par la cellule). Les radiolaires sont également des rhizaires hétérotrophes qui fabriquent une capsule constituée de silice amorphe ou de célestite (SrSO₄, figure 9). Cette capsule biominérale est cette fois-ci englobée par la cellule dont la membrane plasmique peut s'étendre sur plusieurs millimètres de large.

Chaque groupe planctonique possède un ensemble spécifique de conditions environnementales favorables à sa croissance comme la température, la concentration en nutriments, ou la disponibilité en nourriture pour les prédateurs. Elles constituent sa niche écologique. En multipliant les mesures ponctuelles d'abondance d'espèces et des conditions environnementales associées, il est possible de construire des modèles numériques de niche visant à cartographier l'abondance globale des grands groupes planctoniques (figure 10). Si la valeur absolue de la biomasse modélisée doit être considérée avec prudence, ces modèles permettent de comparer la répartition spatiale des taxons.

Les diatomées supportent les faibles températures et les basses lumières et croissent efficacement dans les eaux riches en nutriments. On les retrouve donc essentiellement dans les océans sub-polaires et polaires comme dans l'océan Austral et l'océan Arctique (figure 10d). Les foraminifères sont des prédateurs de diatomées, mais tolèrent cependant moins les eaux froides que ces dernières. Cela explique leur forte abondance au Nord des océans Atlantique et Pacifique, ainsi que dans le courant circumpolaire Antarctique (figure 10e). Parmi les foraminifères, 10 % des espèces sont en endosymbiose avec des microalgues photosynthétiques appartenant à différents taxons tels que les dinoflagellés ou les cyanobactéries. La microalgue symbiotique fournit des sucres en échange d'un don de nutriments issus du métabolisme du foraminifère-hôte (par exemple l'ammonium NH₄⁺, un déchet azoté). Dans l'océan intertropical, la photosynthèse du phytoplancton est limitée par la disponibilité en nutriments et la prédation du zooplancton est limitée par la disponibilité en phytoplancton. La symbiose compense ces deux limites écologiques et explique l'abondance des foraminifères entre les tropiques.

La connaissance de l'écologie des radiolaires est encore lacunaire. La plupart des espèces vivent en profondeur dans l'océan mésopélagique (200 à 1 000 m de profondeur) et se nourrissent des particules organiques qui chutent depuis les couches productives de surface. Certaines espèces de radiolaires réalisent une symbiose comparable à celle des foraminifères, d'où la répartition proche des deux taxons, bien que la biomasse des radiolaires soit généralement plus faible (figure 10f).

On estime que 75 % des biominéraux siliceux exportés depuis l'océan de surface atteint les fonds océaniques (Tréguer et De La Rocha, 2013[A19]), ils sont donc bien conservés au cours de leur chute dans l'océan. Ce n'est pas le cas des biominéraux carbonatés : seuls 1 à 3 % de la production de surface atteint le plancher océanique (Schiebel, 2002[A15]) et l'essentiel est donc dissout dans l'océan.

L'équation de précipitation/dissolution du carbonate de calcium (CaCO₃) dans l'océan est la suivante :

En surface, le plancton calcifiant constitue un micro-environnement favorable à la précipitation du CaCO₃ en consommant de l'énergie sous forme d'ATP pour augmenter la concentration en Ca²⁺ et HCO₃⁻ dans le milieu extracellulaire au moyen d'un transport actif (Taylor et Brownlee, 2016[A18]). La solubilité du CaCO₃ ainsi formé est ensuite définie par l'état de saturation, noté Ω :

Au numérateur, le produit ionique dépend essentiellement de la concentration en ions carbonates (CO₃²⁻) qui est maximale en surface et diminue en profondeur (figure 11b) tandis que la concentration en ions calcium Ca²⁺ est quasi-constante dans l'océan et proche de 10 mmol/L. Au dénominateur, le produit de solubilité (K_sp) dépend de la température et de la pression : en profondeur, la haute pression et la basse température augmentent K_sp ce qui diminue l'état de saturation Ω (figure 11c). La profondeur de compensation correspond à la profondeur à laquelle Ω = 1. En dessous de cette profondeur, quand Ω < 1, le milieu est dit sous-saturé et le carbonate de calcium se dissout. Les minéraux polymorphes du carbonate de calcium possèdent un produit de solubilité K_sp différent : la calcite (rhomboédrique) est moins soluble que l'aragonite (orthorhombique). C'est la raison pour laquelle la profondeur de compensation de la calcite est plus importante (environ 4 000 m) que celle de l'aragonite (en moyenne 2 500 m).

L'effet de la profondeur sur la solubilité du carbonate de calcium explique la correspondance entre la carte bathymétrique et la carte de la distribution des sédiments carbonatés. Les bords des bassins océaniques et les dorsales dont la profondeur est inférieure à celle de la compensation de la calcite se situent dans un milieu sur-saturé. Les sédiments carbonatés constitués de calcite qui s'y déposent sont conservés (figure 12). Ce n'est cependant pas forcément le cas pour les sédiments constitués d'aragonite comme les coquilles de mollusques. Dans le cas des plaines abyssales situées en dessous de la profondeur de compensation des carbonates, le milieu est sous-saturé vis à vis de la calcite et les sédiments carbonatés sont dissouts. Ne persistent que des sédiments extrêmement fins : les argiles des grands fonds. Résultat de l'altération poussée des roches continentales, elles sont transportées par les fleuves puis les courants océaniques ou bien directement mobilisées par le vent et déposées au milieu des surfaces océaniques avant de sédimenter à grande profondeur.

Le Golfe du Bengale est l'un des bassins sédimentaires contenant la plus grande épaisseur de sédiments (figure 13a). Cette épaisseur est maximale à l'embouchure du Gange, avec plus de 15 km, puis diminue en s'éloignant des côtes (figure 13c). Les carottes sédimentaires prélevées dans les sédiments de surface permettent de mesurer la vitesse d'accumulation des sédiments superficiels. Le carottage est réalisé par un cylindre lesté qui s'enfonce par gravité dans les sédiments sur quelques mètres de profondeur. Après récupération de la carotte, des échantillons de sédiments sont prélevés à différentes profondeurs puis datés de manière absolue par radiochronologie. Le « modèle d'âge » correspond à la courbe reliant l'âge des sédiments à la profondeur des échantillons (figure 13b). En divisant la distance entre deux échantillons par le temps qui les sépare, on obtient le taux de sédimentation. La comparaison de deux carottes sédimentaires prélevées dans le Golfe du Bengale permet d'identifier le lien entre l'origine des sédiments et le taux de sédimentation.

Pour la carotte 126/KL, la plus proche des côtes, plus de 3 mètres de sédiments se sont accumulés en 40 milliers d'années (ou 40 ka) soit un taux de sédimentation moyen de 8 cm/ka. Le taux de sédimentation varie au cours du temps et présente un maximum entre 18 et 15 ka. Cette période correspond à la transition entre le dernier maximum glaciaire il y a environ 20 ka et la période interglaciaire chaude qu'est l'Holocène débutant il y a environ 12 ka. On peut supposer que la fonte des glaciers au cours de la déglaciation a alimenté un réseau hydrographique dense, qui a charrié de grands volumes de sédiments détritiques continentaux provenant de la chaine himalayenne. Cette source continentale explique ainsi la nature lithique des sédiments de surface observés au niveau de cette carotte, ainsi que l'épaisseur totale de plus de 15 km de sédiments déposés. Au cours de la diagenèse, l'eau est expulsée des sédiments sous l'effet de la pression et la densité du dépôt augmente. La pression sous la colonne sédimentaire augmente et le socle du bassin s'approfondit : c'est la subsidence sédimentaire. La subsidence initiale du bassin du Bengale est tectonique. C'est un bassin flexural résultant de la collision continentale Inde-Asie il y a 50 à 60 Ma, à l'origine de la chaine himalayenne. Cependant l'essentiel de la subsidence moderne n'est plus tectonique mais bien sédimentaire, avec une subsidence moyenne à échelle du bassin de 2 à 3 mm/a (Krien et al., 2019[A8]).

Pour la carotte BoB-79, la plus distante des côtes, 130 cm de sédiments se sont déposés en 40 milliers d'années soit un taux de sédimentation moyen d'environ 3 cm/ka. Le taux de sédimentation semble plus stable au cours du temps que pour la carotte précédente, bien que la fréquence d'échantillonnage ne soit pas identique, ce qui limite la comparaison directe. Les sédiments dominants sont ici des boues à radiolaires et l'épaisseur totale des sédiments ne dépasse pas le kilomètre. On en déduit que la sédimentation pélagique de plancton siliceux est associé à un taux de sédimentation beaucoup plus faible que celle provoquée par les apports détritiques. Il en résulte une subsidence bien moindre et une faible épaisseur totale de sédiments déposés.

La chlorophylle est un pigment photosynthétique considéré comme un indicateur de la biomasse phytoplanctonique totale. Si la majorité des océans sont des déserts où la croissance du phytoplancton est limitée par la disponibilité en nutriments, certaines zones présentent une concentration dix à cent fois plus importante en chlorophylle (figure 14a). C'est le cas au Sud-Ouest de l'Afrique, le long des côtes de la Namibie et de l'Angola, au niveau du courant de Benguela. Les alizés, vents soufflant du Sud-Est vers le Nord-Ouest, exercent une tension sur l'eau de surface qui est emportée au large des côtes vers l'Ouest par la dérive d'Ekman. Le déficit de masse engendré près des côtes est compensé par un apport d'eau profonde : c'est l'upwelling côtier.

Ce courant vertical enrichit l'océan de surface en nutriments comme les nitrates (NO₃⁻), ce qui explique la pente de la nutricline (zone de fort gradient vertical de concentration en nutriments) qui s'approfondit le long d'un transect côte-large (figure 14c). Le phytoplancton n'est plus limité par les nutriments et la production primaire est particulièrement intense.

La matière organique particulaire fabriquée par le plancton en surface finit par sédimenter (cf. Les pompes océaniques de carbone). Lors de sa chute en profondeur, la matière organique est reminéralisée par les organismes hétérotrophes (bactéries et zooplancton), qui respirent et consomment donc du dioxygène (O₂). C'est l'origine de la zone à minimum d'oxygène (oxygen minimum zone, ou OMZ), particulièrement marquée vers 400 mètres de profondeur avec une concentration en dioxygène cinq fois plus faible qu'en surface (figure 14d). En consommant et reminéralisant la matière organique, les organismes hétérotrophes libèrent des nitrates dans la zone à minimum d'oxygène, constituant une zone à maximum de nitrates (figure 14c). On constate cependant que le cœur de l'OMZ est au-dessus de la zone à maximum de nitrates. Cela est dû à la dénitrification au cœur de l'OMZ : la concentration en dioxygène étant très faible, les nitrates deviennent l'accepteur d'électrons de la respiration anaérobie au cours du processus de dénitrification. Les nitrates sont réduits en nitrites (NO₂⁻) puis en diazote (N₂) par des bactéries dénitrifiantes.

À la verticale de l'OMZ, les sédiments marins contiennent la plus forte teneur en carbone organique total (> 3 %, figure 14b et f). La matière organique qui a traversé l'OMZ côtière a été peu reminéralisée car la respiration aérobie y est limitée par la disponibilité en dioxygène. L'importante accumulation de carbone organique dans les sédiments sous les zones d'upwelling est donc le résultat de deux mécanismes : d'abord une production primaire intense en surface du fait de l'enrichissement en nutriments, ensuite une faible reminéralisation de la matière organique particulaire au cours de sa chute gravitaire en profondeur, du fait de la faible concentration en dioxygène. Un mécanisme similaire est observé au niveau des upwellings côtiers du Pérou, du Chili, de Californie ou encore en mer d'Arabie. Ce « modèle d'upwelling » est souvent évoqué pour expliquer l'enrichissement en matière organique des roches-mères à pétrole, susceptibles d'aboutir à la formation d'hydrocarbures exploitables plusieurs millions d'années plus tard après subsidence et maturation thermique. D'autres mécanismes, comme l'apport de matière organique par les fleuves peuvent enrichir les sédiments côtiers en carbone organique, comme c'est le cas au niveau de l'embouchure du Congo.

La répartition géographique des sédiments océaniques s'explique par une suite hiérarchisée de paramètres. Au premier ordre, la biogéographie du plancton conditionne la répartition en bandes latitudinales des biominéraux carbonatés et siliceux. Au second ordre, la profondeur du dépôt module la conservation des sédiments carbonatés qui sont dissouts sous la profondeur de compensation des carbonates. Enfin, au dernier ordre, les apports détritiques continentaux allochtones constituent des cordons lithiques qui recouvrent largement la production autochtone océanique sur les bordures continentales.

Si la surface couverte par les sédiments d'origine détritique est faible, ils forment les dépôts sédimentaires les plus épais, pouvant atteindre plus de 15 km d'épaisseur en aval des fleuves majeurs. L'apport continu de grains lithiques provoque une subsidence sédimentaire, qui entretient l'approfondissement du bassin et la formation d'un espace d'accommodation pouvant accueillir de nouveaux sédiments. Les sédiments détritiques dominent ainsi largement le volume total des sédiments océaniques (70 à 90 % selon les auteurs). En comparaison, les sédiments océaniques autochtones sont associés à un taux de sédimentation bien plus faible et les dépôts totaux ne dépassent pas le kilomètre.

La teneur en matière organique des sédiments marins dépend du contexte hydrodynamique et biogéochimique des eaux qui les surplombent. La majorité des sédiments marins contient moins de 1 % massique de carbone organique. Très ponctuellement, cette teneur dépasse les 3 à 4 %. Elle résulte d'une circulation océanique propice à l'enrichissement en nutriments des eaux de surface qui soutient une production primaire et un export de carbone organique intenses. Ce mécanisme est à l'origine de roches-mères à pétrole dites de « type 2 » ou « planctoniques », issues de matière organique fabriquée par des micro-organismes marins conservés en milieu anoxique. L'étude de la répartition des sédiments marins a donc des implications en géologie appliquée pour la localisation des ressources énergétiques fossiles.

La répartition des sédiments marins a également des conséquences géodynamiques en affectant la vitesse, la profondeur et le caractère sismogénique des zones de subduction. Certaines études de modélisation suggèrent que les sédiments accélèrent la subduction en réduisant la viscosité de l'interface entre les plaques (Behr et Becker, 2018[A1]). D'autres concluent que les sédiments épais entraineraient un ralentissement de la subduction, en diminuant la masse volumique du panneau plongeant (Brizzi et al., 2021[A3]). De plus, une forte épaisseur de sédiments provoquerait un aplatissement du panneau plongeant à l'origine de séismes moins profonds et plus puissants (Brizzi et al., 2020[A2]). Enfin, la chimie des sédiments en subduction influence celle des laves émises par le volcanisme d'arc (Plank et Langmuir, 1993[A13]). Les sédiments marins constituent donc un des nombreux maillons liant la géodynamique externe à la géodynamique interne.