ATLANTIQUE (OCÉAN)

ATLANTIQUE (OCÉAN)

L’océan Atlantique est le deuxième par la surface des trois grands golfes de l’océan mondial, et le seul à recevoir des eaux froides boréales. Il sépare l’Eurafrique de l’Amérique et du Groenland, et il est né de cassures d’âge secondaire, qui n’ont cessé de s’élargir depuis.

Sa surface, sans les mers bordières, est de l’ordre de 82 millions de kilomètres carrés, et sa profondeur moyenne est proche de 4 000 m. Avec les mers bordières, la surface est de l’ordre de 92 millions de kilomètres carrés. Le volume d’eau compris dans le bassin océanique est d’environ 323 millions de kilomètres cubes. Le bassin versant des fleuves qui s’y jettent directement ou par l’intermédiaire des mers bordières représente une surface double de celle des bassins versants de tous les autres fleuves réunis, puisqu’il draine la plus grande partie de l’Amérique, l’Europe et l’Afrique presque entières et la moitié nord de l’Asie.

L’histoire de ses eaux au Quaternaire a été très agitée, et les variations de température de l’océan sont sans doute responsables de bien des caractères des climats qui ont régné anciennement sur ses bords. Aujourd’hui encore, il exerce sur les continents qui le bordent une sorte de dictature climatique.

1. Bathymétrie et nomenclature

L’Atlantique s’étire du nord au sud, de part et d’autre du 30^e méridien ouest de Greenwich; sa forme générale est en S; la largeur minimale est atteinte aux environs de l’équateur, 3 000 km seulement séparant la Sierra Leone du Brésil. De 55⁰ de latitude sud, limite avec l’océan Austral, à 70⁰ de latitude nord, limite avec l’océan Arctique, il s’étend sur 14 000 km environ. Sa largeur moyenne est de 5 000 km. L’étranglement équatorial sert de limite entre l’Atlantique sud, dépourvu de mers bordières, et l’Atlantique nord, beaucoup plus complexe. Indépendamment même de l’océan Arctique et de la Méditerranée eurafricaine, qui sont très bien individualisés, l’Atlantique nord est en effet bordé par la mer des Caraïbes et le golfe du Mexique, la mer du Labrador et les baies de Baffin et de Hudson, les mers de Norvège et du Groenland, la mer du Nord et la mer Baltique, la Manche, la mer Celtique et la mer d’Irlande.

C’est aussi dans l’Atlantique nord que se trouvent la plupart des îles: îles Britanniques, Islande, Terre-Neuve, Antilles, Bahamas et Bermudes, Açores et Canaries, alors que l’Atlantique sud ne comporte guère que les Malouines et quelques îles volcaniques comme Sainte-Hélène.

De même, l’Atlantique sud est-il bathymétriquement assez simple (fig. 1): de part et d’autre d’un relief axial, allongé parallèlement aux continents voisins, on trouve de grands bassins océaniques, séparés les uns des autres par des rides transversales.

Dans l’Atlantique nord, le même relief axial existe, d’ailleurs franchement décalé par rapport à son homologue méridional par le groupe des zones de fracture équatoriales, et il se poursuit, avec netteté, jusqu’au-delà de l’Islande. Mais les bassins profonds sont accidentés de reliefs parfois importants, comme ceux qui portent les Bermudes, les Açores ou les îles du Cap-Vert. Au nord de 50⁰ de latitude nord, il n’y a plus guère de grandes profondeurs, et la topographie se complique de grands plateaux méridiens, montant lentement vers le seuil de Wyville-Thomson, qui porte les îles Féroé et l’Islande.

2. Géophysique et géologie (fig. 1)

Dorsale médio-atlantique

La dorsale médio-atlantique est un relief vigoureux, dont la largeur totale peut atteindre 2 000 km, et dont le commandement est ordinairement de 1 500 m. Deux chaînes parallèles, qui culminent vers 2 500 m de profondeur, encadrent fréquemment un fossé axial, le rift , dont le fond, large d’une à trois dizaines de kilomètres, est généralement entre 3 000 et 4 000 m de profondeur. De part et d’autre, des zones montagneuses formées de chaînons parallèles les uns aux autres s’abaissent progressivement, jusqu’à disparaître, à 800 ou 1 000 km de l’axe, sous le remblaiement des collines abyssales, puis sous celui des plaines abyssales.

L’ensemble de la dorsale est fait d’une roche dans laquelle la vitesse de propagation du son est de l’ordre de 4,5 à 5 km/s, et dont la nature est voisine de celle du basalte (tholéite); sous la partie centrale, les roches profondes sont caractérisées par une vitesse de propagation du son (environ 7,5 km/s) et une densité (environ 3,15) un peu plus faibles que celles du manteau de Sima. On considère que c’est le résultat d’une différenciation du manteau par ascendance, et le terme de manteau anormal est généralement employé pour cette masse, qui n’existe que sur environ 300 km de large de chaque côté de l’axe; au-delà, sous la couche superficielle pseudo-basaltique, ici épaisse de 2 ou 3 km seulement, on trouve la croûte océanique habituelle sous les bassins océaniques profonds: elle est épaisse de 4 ou 5 km, et la vitesse de propagation du son y est de 6,8 km/s environ, avec une densité voisine de 2,9.

Cette dorsale est interprétée comme le résultat d’un élargissement progressif de l’océan lié à la dérive des continents (tectonique des plaques ): des roches profondes, issues du manteau, montent le long de la fracture qui sépare les fonds océaniques solidaires de l’Eurafrique de ceux qui sont solidaires de l’Amérique. Les montées, et les refroidissements de roche qui leur sont associés, continuent actuellement, comme le montrent les anomalies magnétiques de la région axiale, qui sont liées aux renversements du champ magnétique terrestre au cours du Tertiaire et du Quaternaire. La vitesse de ce déploiement du fond de l’océan est variable selon les latitudes, mais généralement comprise entre 1 et 5 cm par an.

La dorsale est, sur toute sa longueur, le siège de séismes fréquents, et elle porte des reliefs volcaniques; ceux-ci s’éloignent de l’axe en même temps que les chaînes montagneuses qui les portent, et parfois, lorsque l’un de ces reliefs a été partagé en deux de part et d’autre du rift, on observe une symétrie de part et d’autre de l’axe: par exemple, à la montagne sous-marine de l’Altaïr (45⁰ nord-34⁰ est), à 450 km à l’ouest du fossé axial, correspond l’Anti-Altaïr, à 450 km à l’est de ce fossé.

Sur environ 200 ou 300 km de part et d’autre de l’axe, les sédiments pélagiques ne forment qu’un voile discontinu. Plus loin, on en trouve en épaisseur appréciable dans les dépressions; au-delà de 800 ou 1 000 km, ils recouvrent tout. L’épaisseur de ces dépôts est manifestement liée à l’âge de la croûte, et il faut à peu près 40 millions d’années pour que les sédiments atteignent les 800 mètres d’épaisseur nécessaires pour masquer la plupart des irrégularités de la croûte.

Zones de fracture

La dorsale est formée de segments, approximativement rectilignes, qui ne sont pas dans le prolongement les uns des autres. Des zones de fracture les séparent, le long desquelles sont mises en contact des aires qui, n’étant pas à la même distance de l’axe dans chacun des deux compartiments, ont de ce fait des altitudes différentes. La cartographie de détail des zones de fracture montre cependant que les deux compartiments ne sont que rarement en contact direct: le plus souvent, une zone broyée, dont la largeur peut être de l’ordre de la dizaine de kilomètres, a permis la création d’une dépression transversale à l’axe de la dorsale. Il y a donc, au moins dans la partie montagneuse de la dorsale, une nette expression topographique de la zone de fracture. Cette expression s’estompe sous les collines abyssales et disparaît sous les plaines abyssales, mais le plan de celles-ci, surtout du côté vers la dorsale, comporte souvent des diverticules orientés comme les zones de fracture et vers elles. Les profils obtenus en réflexion sismique montrent en effet la continuité de ces zones de fracture jusqu’aux marges continentales.

On a cru longtemps que, dans l’Atlantique, chaque zone de fracture dessinait un arc de cercle régulier et formait la trace de l’ouverture de l’océan, le centre du cercle étant le pôle de rotation des plaques en cours d’écartement. On pense maintenant que, si ce sont bien les traces de l’ouverture, celle-ci s’est faite successivement autour de plusieurs pôles, et les zones de fracture reflètent en effet, lorsque leur plan est bien connu (ce qui est le cas de bien peu d’entre elles), ces variations de pôle, puisqu’elles sont formées de plusieurs arcs de cercle. Elles sont du reste moins continues qu’on ne le croyait, car il est arrivé que la limite entre deux segments de dorsale saute brusquement à certaines époques, et de ce fait certaines zones de fracture n’ont pas de prolongement dans les zones abyssales, où existent par contre des traces de zones de fracture sans équivalent plus près de l’axe.

Sauts de dorsale

À ces sauts de zones de fracture correspondent parfois des sauts de dorsale. Au nord de la zone de fracture de Gibbs, vers 55 ⁰ de latitude nord, on retrouve ainsi plusieurs dorsales subparallèles, l’une active, les autres l’ayant été successivement pendant plusieurs millions ou dizaines de millions d’années au Tertiaire. C’est pourquoi la dorsale actuelle, qui passe par l’Islande, est décalée vers l’ouest par rapport à l’axe de l’océan.

Des sauts analogues se sont produits en Atlantique sud, mais plus anciennement et à moindre distance, de sorte qu’ils n’ont pas introduit de bouleversement notable dans le plan de l’océan.

Histoire de l’ouverture

Le tracé des zones de fracture (encore appelées failles de raccord, ou transform faults en anglais) est donc l’un des éléments qui permettent de reconstituer le mécanisme de l’ouverture de l’océan. D’autres données sur le mécanisme, et les bases de la chronologie, sont fournies par la stratigraphie des sédiments océaniques, telle qu’elle résulte des levés en réflexion sismique et du calage des réflecteurs par les forages profonds du navire Glomar-Challenger (I.P.O.D., ou projet international de forages océaniques). Enfin, l’identification, et le calage en chronologie absolue, des anomalies magnétiques qui ont affecté la croûte lors de son refroidissement ^{[cf. DORSALES OCÉANIQUES]} facilitent l’établissement des cartes d’états successifs de l’océan aux diverses dates.

À la lumière de ces données, on peut proposer pour l’éclatement de cette partie de la Pangée (le vaste continent unique qui existait au début du Trias) le schéma suivant:

– entre 200 et 180 millions d’années avant l’époque actuelle, le bloc eurasiatique, déjà séparé du Gondwana par la Téthys sur les deux tiers de sa longueur, s’écarte des Amériques et de l’Afrique le long d’une ouverture qui passe entre le Labrador et le Groenland, entre l’Irlande et Terre-Neuve, entre la France et l’Espagne; cet océan initial, transversal par rapport à ce que sera plus tard l’Atlantique, subsiste aujourd’hui en mer de Baffin, mer du Labrador et golfe de Gascogne, mais il a été refermé le long des Pyrénées par le rapprochement ultérieur du bloc ibérique et de l’Europe, et considérablement remanié en Méditerranée occidentale par les mouvements alpins;

– de 180 à 130 millions d’années, l’Afrique et l’Amérique du Sud restent encore solidaires; mais l’Amérique du Nord, liée à l’Eurasie par l’océan transversal qui est désormais stabilisé, s’éloigne de l’Afrique et de l’Amérique du Sud, et le premier segment de l’Atlantique proprement dit s’ouvre entre Terre-Neuve et les Bahamas d’une part, entre l’Ibérie et la Sierra Leone d’autre part; en même temps, l’écartement entre les deux Amériques forme un océan caraïbe, de plan zonal, plus vaste que l’actuelle mer des Caraïbes;

– de 130 à 85 millions d’années, tandis que l’Atlantique médian continue à s’ouvrir, l’Amérique du Sud se sépare de l’Afrique et l’Atlantique sud commence à se former; les deux Amériques se rapprochent et l’océan caraïbe est rétréci sur toute sa périphérie (orogenèse laramienne);

– de 85 millions d’années à nos jours, l’Atlantique sud et l’Atlantique médian continuent à s’ouvrir, avec quelques variations de pôle et de vitesse, mais en outre s’ouvre l’Atlantique nord, entre l’Europe et le Groenland; le tracé de la dorsale a varié de nombreuses fois dans ce dernier secteur, d’où la formation de lambeaux continentaux comme Rockall et de dorsales mortes. Mais dans l’ensemble le mouvement de l’Europe vers le sud-est l’a poussée vers l’Ibérie et l’Afrique, créant les chaînes alpines et les manifestations volcaniques dans la partie océanique du contact entre plaques (Açores).

La partie la plus ancienne de l’Atlantique proprement dit est donc celle qui s’étend de 10 à 50 ⁰ de latitude nord, pour laquelle les forages profonds confirment l’âge jurassique des sédiments océaniques les plus anciens, sous les plaines abyssales au pied même de l’escarpement continental; en Atlantique sud, au contraire, cette sédimentation ne commence qu’au Crétacé, alors que l’essentiel des sédiments de l’Atlantique nord (au nord du 50^e degré de latitude nord) ne date que du Tertiaire. Le long d’une transversale entre Amérique du Nord et Afrique, les sédiments océaniques les plus anciens sont jurassiques au pied de l’escarpement continental, crétacés sous les collines abyssales, tertiaires parmi les chaînons parallèles à l’axe actuel de la dorsale, et en général la série stratigraphique est continue jusqu’à nos jours.

Reliefs transversaux

Les changements de pôle de rotation des plaques, les sauts de dorsale et les sauts de zones de fracture ont fait que l’ouverture de l’Atlantique ne s’est pas réduite à un simple espacement progressif de deux plaques créant entre elles un océan avec une structure simple, à savoir une dorsale axiale encadrée de chaque côté par la série: chaînons parallèles, collines abyssales, plaines abyssales, escarpement continental, plate-forme continentale. Même pour cet océan qui est le plus simple de tous, des complications de l’histoire tectonique ont introduit des reliefs transversaux dus au fait que les mouvements des plaques ont souvent eu une certaine obliquité par rapport aux zones de fracture. Les compartiments situés de part et d’autre d’une zone de fracture peuvent tendre à se rapprocher l’un de l’autre, et la zone de fracture est alors, non seulement le siège de coulissages, mais aussi celui d’une compression, qui se manifeste par des séismes et des volcans de type explosif: c’est ce qui se produit actuellement sur la suture entre plaque européenne et plaque africaine, aux Açores par exemple. Ces compartiments peuvent au contraire tendre à s’écarter, et la zone de fracture s’élargit alors en une fissure comparable au rift axial de la dorsale, mais d’ouverture beaucoup plus lente, et très oblique. Il se forme alors soit un petit système de rift et de chaînons parallèles entre les deux lèvres de la zone de fracture (c’est le cas dans le fossé des îles Caïman, cf. mer des CARAÏBES ET GOLFE DU MEXIQUE), soit de vastes épanchements basaltiques autour d’un volcanisme effusif, comme actuellement en Islande.

Ces phénomènes se sont produits de façon analogue anciennement, et des rides asismiques (ainsi appelées parce que malgré leur relief qui les a fait prendre jadis pour des dorsales, elles ne sont plus actuellement le siège de séismes) de topographie comparable à celle de l’Islande et du seuil de Wyville-Thomson se sont formées. Après les phases de bâillement le long des zones de fracture, qui ont créé ces reliefs, l’ouverture s’est poursuivie en coulissement simple, et les deux moitiés de ces vieux seuils se sont écartées et affaissées. C’est ainsi qu’au Crétacé se sont formées les rides de Walvis et du Rio Grande d’une part, celles de Sierra Leone et de Ceara, d’autre part.

Le long de zones de fracture jouant en compression modérée, des cônes volcaniques explosifs ont été formés autrefois, ou se forment encore, groupés en massifs (îles du Cap-Vert), isolés ou presque (Sainte-Hélène), ou alignés en traînées relativement denses, comme les monts de Kelvin, au large des États-Unis, vers 40 ⁰ de latitude nord.

Fosses océaniques

Jeune océan, l’Atlantique ne comporte presque pas de fosses océaniques. Le fossé des îles Caïman n’en est pas une, et la fosse de Porto Rico ne joue actuellement qu’en coulissage. La guirlande insulaire des Petites Antilles, qui est sur une zone de subduction active, mais récente, ne comporte pas encore de fosse océanique, et seule la fosse des îles Sandwich du Sud peut être considérée comme une véritable fosse océanique active bordée par une guirlande insulaire.

3. Climat et hydrologie

En raison de la variété des climats, et de l’importance des apports fluviaux, les eaux de l’Atlantique présentent de considérables anomalies de densité, qui provoquent des courants généraux très complexes.

La partie la plus étroite de l’Atlantique est située à peu près sous l’équateur; elle connaît un climat de type équatorial: la température des eaux superficielles y est supérieure à 25 ⁰C, et, même au large, peut atteindre localement 28 ⁰C. Les pluies sont abondantes, ce qui, joint au grand volume des apports du Congo et de l’Amazone, explique que la salinité de surface soit relativement basse, vers 35 p. 1 000 (fig. 2).

La zone équatoriale, entendue au sens large (sur 20 degrés de latitude, de part et d’autre de l’équateur), est balayée par des vents de secteur est, alizés boréaux de nord-est et alizés austraux de sud-est, dont la direction est de plus en plus zonale lorsqu’ils se rapprochent de l’équateur thermique, et qui, au moins en certaines saisons et en certaines régions, se réunissent, au voisinage de cet équateur, en une zone de convergence intertropicale .

Dans le détail, on observe cependant plusieurs exceptions à ce schéma simple: d’une part, les alizés de nord-est sont localement très freinés par les montagnes guinéennes, du Fouta-Djalon au mont Nimba, et, au sud-ouest de cet obstacle, on rencontre au large une région de basses pressions dynamiques, pratiquement dépourvue de vents, le pot-au-noir de la marine à voile. D’autre part, la convergence intertropicale, là où elle est bien réalisée, se déplace de façon saisonnière en latitude: pendant l’hiver boréal, elle est très proche de l’équateur géographique, et les alizés des deux hémisphères y fusionnent en des vents d’est francs, qui engendrent un courant équatorial d’est en ouest, du golfe de Guinée vers la côte de Guyane. Mais durant l’été boréal, la convergence intertropicale est reportée sensiblement au nord de l’équateur géographique (jusque vers 10⁰ de latitude nord près des côtes d’Afrique), de sorte que les alizés austraux, ayant franchi l’équateur géographique, sont déviés vers le nord-est par la force de Coriolis, et se heurtent aux alizés boréaux au lieu de se fondre avec eux. Il se forme ainsi un front dynamique intertropical, placé généralement au-dessus du continent africain.

Le littoral septentrional du golfe de Guinée connaît donc pendant l’été boréal des vents de sud-ouest dominants, et il naît, parallèlement à ce littoral, un courant d’ouest, dit contre-courant équatorial , qui présente en surface les caractères d’un courant saisonnier dû au vent (fig. 3).

Toutefois, le contre-courant équatorial est bien autre chose que ce simple phénomène superficiel: sa manifestation essentielle est le retour, à faible profondeur, d’une partie des eaux transportées en surface vers l’Amérique par le courant équatorial; comme celui-ci intéresse des masses d’eau de plus en plus grandes d’est en ouest, et que son effet se manifeste de plus en plus profondément, le contre-courant, qui longe sa base, remonte d’ouest en est; son plafond passe ainsi d’une centaine de mètres le long de la côte américaine à une vingtaine de mètres près de l’Afrique: les eaux qu’il apporte remontent brusquement en atteignant la côte, ce qui donne en hiver des brouillards littoraux. En été, le contre-courant fait surface au large, dès le pot-au-noir, et ses eaux sont déjà un peu réchauffées quand elles arrivent à la côte.

Les manifestations superficielles du contre-courant équatorial partagent le courant équatorial d’est en deux branches: l’une, issue du fond du golfe de Guinée, porte le nom de courant sud-équatorial; l’autre, qui se forme au large de Dakar, est appelée courant nord-équatorial (fig. 4).

Latéralement, le courant sud-équatorial engendre, aux basses latitudes de l’hémisphère Sud, un ample tourbillon: conformément à la loi de Coriolis, celles de ses eaux qui atteignent l’Amérique au sud du cap São-Roque sont déviées vers leur gauche. Longeant la côte sous le nom de courant du Brésil , elles subissent, sous un climat encore chaud, mais sec, une évaporation intense qui les refroidit un peu, mais surtout accroît leur salinité jusque vers 37 p. 1 000, d’autant que seuls de petits fleuves côtiers se jettent ici dans l’Atlantique.

Vers 45⁰ de latitude sud, ce courant se heurte aux eaux subantarctiques supérieures et se mêle partiellement à elles pour engendrer une eau centrale supérieure qui plonge presque aussitôt et dérive vers le nord-est au-dessous du tourbillon superficiel. Le reste des eaux issues du courant du Brésil se dirigent, en surface, vers la côte africaine, mais elles en sont tenues écartées par un courant froid venu du sud, le courant de Benguéla , formé d’eau subantarctique supérieure. L’eau centrale, le courant superficiel et le courant de Benguéla convergent donc vers le nord-est du golfe de Guinée, où toutes ces eaux se réchaufferont avant d’alimenter le courant équatorial d’est, conjointement avec le contre-courant équatorial. On observera toutefois que celles des eaux du courant sud-équatorial qui sont déviées vers le nord au cap São-Roque ne sont compensées par aucun courant de surface, ce qui implique des remontées d’eau profonde dans le golfe de Guinée pour que le bilan soit équilibré.

Une thermocline assez vigoureuse sépare ces eaux superficielles (y compris les courants ou dérives de retour) des eaux plus profondes: c’est vers 8 ou 9 ⁰C qu’on place généralement la frontière entre les deux groupes de masses d’eau. Cette thermocline, qui est vers 200 m de profondeur sous le courant du Brésil, et vers 140 m à la naissance du contre-courant équatorial, monte vers l’est; elle n’est plus qu’à une vingtaine de mètres de profondeur devant l’Angola, en raison des remontées d’eau (fig. 3).

Sous cette thermocline se trouve l’eau subantarctique supérieure, qui s’incorpore progressivement aux eaux qui la surmontent (c’est l’une des causes du refroidissement de celles-ci).

Vers le bas, la température de cette eau subantarctique supérieure baisse progressivement, puis l’on passe, vers 800 m de profondeur, au domaine de la circulation profonde, qui se fait à l’échelle de l’océan tout entier (fig. 5).

La circulation dans l’Atlantique nord est quelque peu différente: le courant nord-équatorial , tournant à droite, selon la loi de Coriolis, en atteignant la côte américaine, se fond avec le Gulf Stream, et il est, avec lui, écarté de la côte par l’intrusion du courant du Labrador ; celui-ci, en effet, reste en surface à cause de sa faible salinité. L’ensemble des eaux chaudes dérive donc vers le nord-est, et cette dérive n’est pas entravée (comme c’est le cas dans l’hémisphère Sud), parce qu’il n’existe ici rien de comparable au grand courant d’ouest issu du détroit de Drake.

De plus, les régions subtropicales d’Amérique du Nord sont beaucoup plus humides que celles d’Amérique du Sud – parce que l’océan y est limité par une chaîne d’îles et non par un continent massif – et les eaux ne connaissent donc pas cet excès de salinité qui favorise l’enfoncement du courant du Brésil. Restant en surface et dérivant vers le nord-est, elles atteignent, pour la majeure partie, les côtes d’Europe, voire l’océan Arctique, et le tourbillon tropical n’affecte qu’une faible partie d’entre elles. Aussi, bien plus que par des eaux revenant d’Amérique, le courant nord-équatorial est alimenté par des remontées d’eau profonde froide qui se manifestent du Maroc à la Guinée, voire dès le Portugal. Le tourbillon tropical est cependant assez fort pour que s’amassent en son centre toutes sortes d’objets flottants, dont des algues, qui y forment ce qu’on appelle la mer des Sargasses .

La disposition des rivages de l’Atlantique est telle que dans la répartition actuelle des zones climatiques, et des courants qu’engendre cette répartition, il y a prépondérance de l’écoulement superficiel vers le nord. L’océan Atlantique se termine, au nord, par un cul-de-sac. Or vers cette impasse convergent non seulement les courants superficiels, mais aussi, au moins jusqu’à une certaine latitude, des courants profonds: l’eau antarctique de fond , émise en mer de Weddell pendant l’hiver austral, très froide et assez salée, donc lourde, nappe le fond de l’Atlantique; certes, à l’est de la dorsale, son expansion directe est limitée par la ride de Walvis, mais, à l’ouest, elle va jusqu’aux Bermudes et repasse un peu vers l’est par le fossé de la Romanche. De même, l’eau antarctique intermédiaire , issue de la convergence antarctique, se glisse immédiatement sous l’eau subantarctique supérieure, et garde son individualité jusque vers 20⁰ de latitude nord.

L’ensemble de ces mouvements vers le nord doit donc être compensé par un mouvement d’eau vers le sud. Celui-ci se fait vers 2 000 m de profondeur et concerne deux masses d’eau, toutes deux caractérisées par une bonne oxygénation, mais différentes par leur température et leur salinité (fig. 6).

Les eaux issues des mers septentrionales, mer de Baffin et mer Baltique, mais surtout mer de Norvège et mer du Groenland, sont relativement peu salées, mais froides. Toutefois, le seuil de Wyville-Thomson empêche les plus froides des eaux des mers de Norvège et du Groenland de se répandre dans l’Atlantique, et il n’y pénètre donc que des eaux moins denses que les eaux antarctiques de fond. La dorsale médio-atlantique partage en deux masses ces eaux arctiques.

Cantonnées à l’ouest, les eaux de la mer du Groenland et celles de la mer de Baffin longent l’escarpement continental américain sur toute sa longueur, jusqu’aux Malouines, à la hauteur desquelles elles se fondent dans le grand courant d’ouest issu du détroit de Drake: elles contribuent ainsi à former l’eau antarctique circumpolaire , qui progresse vers le sud pour s’insérer en coin entre les eaux antarctiques de fond et de surface, auxquelles elle s’incorpore peu à peu.

Les eaux issues de la mer de Norvège restent à l’est de la dorsale et passent sous les eaux issues du détroit de Gibraltar. Ces eaux méditerranéennes de fond, moins oxygénées, plus chaudes et plus salées, sont en effet de densité un peu inférieure. L’eau de Gibraltar garde longtemps sa forte salinité, ce qui a permis de la cartographier dans la majeure partie de l’Atlantique nord. Elle remonte parfois jusqu’aux seuils septentrionaux, mais son mouvement général est quand même vers le sud. Elle se tient d’abord vers 1 200 m de profondeur et s’y refroidit. De ce fait, elle perd sa différence de densité avec les eaux arctiques, et se mêle à elles pour former l’eau profonde du golfe de Guinée.

La circulation dite profonde, entre les eaux de fond, d’origine australe, et les eaux antarctiques intermédiaires qui existent jusque vers 800 m de profondeur, se fait donc surtout du nord vers le sud, mais avec une nette dissymétrie: le long des côtes d’Afrique, deux apports différents, d’abord stratifiés, puis mêlés, n’engendrent que des courants médiocres qui ne dépassent pas 20⁰ de latitude sud; le long des côtes américaines, l’apport arctique garde son autonomie en cheminant rapidement le long de l’escarpement continental, et va jouer un rôle déterminant dans l’hydrologie de l’océan Austral.

Marées

Les marées de l’Atlantique sont presque partout semi-diurnes, ou tout au moins à prépondérance semi-diurne (fig. 7). L’Atlantique sud se comporte comme un canal par rapport à une onde de marée formée dans l’océan Austral, et la marée s’y propage du sud vers le nord, avec un marnage faible au départ (0,6 m en moyenne le long du 40^e parallèle sud), qui atteint son maximum dans l’étranglement équatorial; aussi, en dehors des culs-de-sac du golfe de Guinée et du sud de l’Argentine, c’est devant les côtes de Guinée et autour de l’embouchure de l’Amazone que le marnage est le plus fort, y dépassant deux mètres. Dans l’Atlantique nord, au contraire, les marées tournent autour d’un point amphidromique situé au large de Terre-Neuve. Les marnages sur les littoraux sont importants: presque partout plus de 2 m et localement jusqu’à 16 m (baie de Fundy).

Houles

L’Atlantique est parcouru de dépressions cycloniques dans trois régions: le long de son contact avec l’océan Austral, à l’ouest de la zone tropicale Nord, et aux moyennes latitudes de l’hémisphère Nord. Ces trois types de tempêtes soulèvent des houles longues qui jouent un grand rôle dans le façonnement des littoraux: ainsi, les houles venues du front polaire austral sont-elles responsables de la barre d’Afrique occidentale, alors que celles que soulèvent les ouragans tropicaux aggravent encore, sur les côtes, les effets du passage de ceux-ci. Dans l’Atlantique nord, les houles émues par les tempêtes du front polaire boréal arrivent du nord-ouest sur les côtes européennes, du nord-est sur les côtes américaines.

4. Biologie

Dans l’Atlantique, les éléments nutritifs sont abondants, en surface, le long des côtes africaines, à cause des remontées d’eau profonde. Corrélativement, le phytoplancton y abonde, les plus fortes densités étant atteintes entre 10⁰ et 30⁰ de latitude, tant au nord qu’au sud. Mais le phytoplancton, parmi lequel les Diatomées jouent le rôle le plus important, ne représente pas à lui seul le règne végétal; les algues sont, sur les côtes de l’Atlantique, mais aussi en son centre (mer des Sargasses) très bien représentées, tant sous la forme d’algues brunes que sous celle d’algues calcaires (notamment les Lithothamniées qui forment le maerl des côtes de Bretagne, par exemple).

La faune n’est pas moins bien représentée: le zooplancton est abondant sur les côtes d’Afrique, mais aussi dans l’Atlantique nord, surtout sur les plates-formes continentales, où les chaînes biologiques auxquelles il donne naissance sont très exploitées par l’homme. Sur ces plates-formes, la pêche porte d’une part sur les crustacés et les poissons de chalut, qui sont liés au fond, et d’autre part sur des poissons migrateurs, qui se groupent dans des eaux de température et de salinité aussi proches que possible d’un certain idéal, sauf à l’époque de la reproduction où ils se dispersent dans des eaux moins denses.

La sardine, le hareng, le maquereau effectuent ainsi de petites migrations régionales saisonnières; les thons, au contraire, font de grandes migrations, tel le thon blanc qui se tient toujours à la limite des eaux transgressives nord-atlantiques, tièdes. De même le merlu suit-il ces eaux transgressives, alors que la morue les fuit et reste dans les eaux froides. D’autres poissons migrent vers les rivières pour y frayer, tels les saumons. D’autres encore, comme les anguilles, vont frayer dans l’océan: les femelles vivent dans les rivières, les descendent à l’automne et se rendent, accompagnées des mâles, sous la mer des Sargasses, où a lieu le frai: les alevins font alors partie du plancton, et sont ramenés par les courants vers les côtes, d’où ils gagneront les rivières. Cette reproduction sous la mer des Sargasses intéresse aussi bien l’anguille européenne que l’anguille américaine: la seule différence réside dans la température des eaux de frai, l’anguille américaine les préférant plus chaudes.

Les mammifères marins sont surtout abondants dans les eaux froides des deux extrémités de l’Atlantique, mais fréquentent aussi (de moins en moins) les côtes africaines les plus riches en plancton; les phoques sont les plus ubiquistes des Pinnipèdes. Quant aux Cétacés, ils effectuent de grandes migrations en suivant le déplacement des zones climatiques et des eaux: en été vers les eaux polaires, où ils trouvent de la nourriture en abondance, en hiver vers les eaux tropicales, où ils se reproduisent. Leur maigreur à cette époque fait que ce n’est que dans les eaux froides qu’on les pêche.

Les oiseaux sont nombreux, mais liés à la présence de rivages ou d’îlots. Aussi y en a-t-il moins en Atlantique sud, où cependant on doit noter que les pingouins antarctiques se rencontrent sur les côtes d’Afrique jusqu’au-delà du tropique. L’Atlantique nord est beaucoup plus riche: mouettes et goélands, guillemots, pétrels, cormorans sont les plus connus. Ces oiseaux connaissent aussi des migrations importantes: certaines espèces se reproduisent en été dans les régions arctiques, et vont se nourrir en hiver dans les régions tropicales; les migrations sont d’ailleurs bien plus longues du côté américain, où certaines espèces arctiques vont jusqu’à l’Amazone.

5. Géomorphologie

Les régions profondes n’ont jamais connu qu’un façonnement sous-marin, où la sédimentation est le facteur dominant, et où l’érosion, quand elle se manifeste, ne s’exerce généralement que sur des sédiments encore meubles. Au contraire, les régions précontinentales, jusque vers 200 m de profondeur, ont connu, au moins pendant le Quaternaire, des alternances d’émersion et de submersion telles que les agents morphologiques continentaux et littoraux ont joint leurs effets aux agents proprement sous-marins, et qu’on a un relief plus différencié qu’au large.

Régions profondes

Au sein même des régions profondes, on doit distinguer celles qui ont un certain relief, et supportent, de ce fait, une certaine érosion, d’ailleurs très limitée, des dépressions où l’accumulation l’emporte de loin.

Régions en relief

En règle générale, les sédiments les plus fins ne s’y maintiennent pas, ou du moins ne s’y maintiennent que très partiellement, et ne forment pas la part déterminante du sédiment: malgré la lenteur des courants de fond, leur compétence est en effet suffisante pour vanner les sédiments superficiels des reliefs.

La dorsale médio-atlantique est de toute façon pauvre en sédiments en raison de sa jeunesse. Elle est faite de chaînes parallèles entre lesquelles courent des dépressions où le sédiment se rassemble. Par des vallées qui suivent les failles transversales qui décalent un peu, en certains endroits, l’alignement des chaînes, une partie de ces sédiments est entraînée vers les plaines abyssales. Dans le rift, des sédiments anciens, miocènes par exemple, se maintiennent malgré le déploiement du fond, parce que, lorsque le plancher sur lequel ils se trouvent se soulève pour former des chaînes latérales, ils ne peuvent se maintenir sur les pentes et retombent dans le fossé.

Sur les rides asismiques anciennes, comme celle de Walvis, les sédiments sont plus épais; mais ils ne comportent que peu de fraction fine, l’essentiel étant fait de sables, soit sables fins apportés par le vent, soit sables plus hétérométriques apportés par les courants de turbidité.

Les reliefs des régions froides portent des sédiments glacio-marins, apportés par les icebergs; on rencontre de tels sédiments, à peine voilés par une fine couche de sédiments plus fins et plus récents, bien au-delà de la zone actuellement parcourue par les glaces flottantes: ce sont les traces de périodes froides quaternaires pendant lesquelles la dérive des glaces s’étendait plus loin.

Les flancs des reliefs, quel que soit le sédiment, portent souvent des ravinements, par lesquels les courants de fond, concentrés, peuvent transporter vers les plaines une partie des sédiments. Généralement, un cône alluvial sous-marin existe au débouché de tels vallons, en bordure des plaines abyssales.

Les courants profonds d’eaux froides, qui longent le pied des reliefs, en bordure des bassins abyssaux, créent, là où les reliefs changent brusquement de direction, des flèches sédimentaires profondes , particulièrement au débouché des eaux arctiques: flèches de Gardar au sud de l’Islande, de Feni le long du plateau de Rockall, d’Eirik au sud du Groenland.

Bassins abyssaux et plaines abyssales

Dans les plaines abyssales, on trouve des sédiments de toute sorte, puisque c’est là que convergent tous ceux qui se déplacent. Dans les régions froides, on trouve des sédiments glacio-marins. Ailleurs, en dehors des marges au pied des montagnes, où les apports de celles-ci dominent, on trouve deux types de sédiments: d’une part une pluie de sédiments venue de la surface de l’océan, d’autre part les sédiments organogènes (fig. 8). La pluie de sédiments venue de la surface de l’océan se compose de trois éléments essentiels: les sables éoliens, transportés par les vents secs, qui tombent à la mer quand l’air s’humidifie; de tels sables sont particulièrement abondants sous le vent des alizés du nord-est, et on les rencontre depuis les côtes de la Mauritanie presque jusqu’à l’embouchure de l’Amazone. Les sédiments organogènes, essentiellement formés par les débris du plancton, constituent souvent la plus grande part du sédiment. Enfin, un peu partout existe la boue rouge des grands fonds, qui passe généralement inaperçue quand elle est mêlée à d’autres sédiments, mais qui parfois reste seule.

Les sédiments organogènes comportent deux catégories: ceux qui sont composés surtout d’organismes calcaires représentent la moitié du total des fonds de l’Atlantique. Presque partout, l’organisme dominant est la globigérine: ce sont les boues à globigérines , qui dominent très largement dans l’Atlantique oriental, où le plancton est plus abondant, les profondeurs moindres, et où ne parviennent pas les eaux antarctiques les plus froides. Au contraire, dans les bassins du côté américain, les eaux antarctiques de fond dissolvent ces organismes (d’ailleurs moins abondants dans les eaux de surface) avant qu’ils n’atteignent le fond, et ces boues à globigérines ne sont abondantes que sous l’équateur, et au nord de 40⁰ nord.

Les sédiments organogènes à organismes siliceux sont peu répandus dans l’Atlantique: on n’en trouve guère qu’au contact de l’océan Austral, le long de la convergence antarctique. Il n’y en a pas sous les eaux froides du nord (contrairement à ce qui se passe dans le Pacifique), parce que les profondeurs ne sont pas suffisantes pour que le carbonate de calcium des globigérines soit dissous, de sorte que la masse de celles-ci domine largement celle des diatomées.

Les boues rouges des grands fonds n’existent, en tant que sédiment homogène, que là où les organismes planctoniques ne parviennent pas au fond. C’est le cas surtout là où existent les eaux antarctiques de fond, froides, qui attaquent les organismes calcaires, c’est-à-dire devant les côtes américaines, notamment devant le Brésil et l’Argentine d’une part, les Antilles et les Bahamas de l’autre. Ce sont des sédiments terrigènes, très fins, composés essentiellement d’argiles, au sens minéralogique du terme, et, bien que ces sédiments aient beaucoup voyagé en suspension avant de se déposer, la répartition des argiles est encore assez semblable à celle qu’on trouve sur les continents voisins: kaolinite et gibbsite devant les régions à sols latéritiques, montmorillonite et zéolite à proximité des régions volcaniques, illite devant les régions tempérées et froides, chlorite devant les régions où les reliefs comportent des roches à micas.

Quelle que soit la nature des sédiments des plaines abyssales, dès lors qu’il s’agit de sédiments fins, les traits morphologiques qui en résultent sont à peu près les mêmes: ces plaines ont des pentes insignifiantes, généralement moins de 1 p. 1 000, et se trouvent à des profondeurs variées, selon l’abondance du colmatage: vers 4 500 ou 4 800 m devant les côtes européennes, elles atteignent parfois 5 500 ou 6 000 m assez au large des côtes américaines. Toutefois, certaines d’entre elles sont parcourues sur toute leur longueur par des ravinements, comme c’est le cas, par exemple, pour la plaine abyssale située à l’est de Terre-Neuve; elle est parcourue par une vallée axiale, souvent appelée improprement

canyon, longue de 2 500 km, large de 3 à 8 km, localement encaissée d’une centaine de mètres, qui aboutit dans la plaine abyssale de Sohm, dans laquelle les sédiments qui transitent par la vallée forment une sorte de delta.

Les plaines abyssales communiquent les unes avec les autres par des coursives abyssales comme celle, appelée coursive de la Théta , par laquelle la plaine abyssale du golfe de Gascogne, profonde à son extrémité sud de 5 000 m (contre 4 750 m au pied de l’escarpement continental breton, à 500 km de là), déverse le trop-plein de ses sédiments fins dans la plaine abyssale d’Ibérie, ici placée vers 5 200 m (fig. 9).

Une plaine abyssale d’un modèle particulier est celle qui occupe le fond de la fosse de Porto Rico, vers 7 960 m de fond (fig. 10). Sa largeur atteint une vingtaine de kilomètres, et sa longueur 300 km. Malgré cette profondeur, les sédiments sont essentiellement calcaires, probablement parce qu’ils sont rapidement apportés par des courants de turbidité depuis des plates-formes continentales très proches.

Seules les parties des plaines abyssales qui sont les plus éloignées des continents connaissent cette sédimentation exclusivement fine. Les régions proches des escarpements continentaux reçoivent, de temps à autre, des apports brutaux de sédiments plus grossiers, du fait des courants de turbidité (ces sédiments, appelés turbidites , sont particulièrement abondants au pied de l’escarpement continental d’Amérique du Nord, ainsi que devant les côtes portugaises). Leur mise en route est liée parfois aux tremblements de terre (c’était la cause de ce courant de turbidité d’une remarquable vigueur qui, en 1929, provoqua la rupture de la plupart des câbles télégraphiques transatlantiques, au sud de Terre-Neuve), mais, le plus souvent, il s’agit simplement d’un éboulement de sédiments accumulés en position instable sur le rebord de la plate-forme continentale.

Marges continentales

Autour de chaque continent, la cassure de la Pangée a créé une marge fracturée et affaissée, qui a reçu ensuite une abondante sédimentation. Parfois, d’assez vastes aires de croûte continentale ont été affaissées d’un bloc, ce sont les plateaux marginaux (comme le plateau du Blake) situés à flanc d’escarpement continental, ou bien ont été franchement séparés du continent principal pour donner des lambeaux continentaux (comme le plateau de Rockall).

Selon l’ancienneté de la marge et selon le climat, la croûte continentale est masquée de plus ou moins grandes épaisseurs de sédiments, disposées tantôt en une large plate-forme bordée d’un escarpement raide (Europe), tantôt en une plate-forme étroite avec un très large escarpement en pente relativement douce (Afrique et nord-est de l’Amérique du Sud). Ces marges passives, nées essentiellement de la sédimentation, sont la règle autour de l’Atlantique, et contrastent avec quelques marges actives transformées récemment par des mouvements de compression: marge cantabrique due à la subduction sous la plaque ibérique d’une partie du vieil océan Labrador-Gascogne, marge vénézuélienne.

Plateaux continentaux

Dans l’Atlantique nord, à partir de 25⁰ de latitude nord, les plateaux sont larges, dépassant généralement la centaine de kilomètres: de la Floride à Terre-Neuve, l’Amérique du Nord est ainsi précédée par un large plateau qui prolonge la plaine littorale et qui a été, pour l’essentiel, construit par l’accumulation de débris issus du démantèlement des Appalaches. Le poids de cette accumulation, qui n’a pas son équivalent sur le versant opposé, est peut-être à l’origine de la plus grande profondeur des plaines abyssales voisines. Du côté européen, le plateau continental, étroit devant la péninsule Ibérique et devant la Norvège, est au contraire fort large devant les côtes françaises, et tout autour des îles Britanniques.

Les trois grandes régions aux plateaux continentaux étendus – Argentine, États-Unis, Europe de l’Ouest – présentent beaucoup de traits communs: partout, les traces d’émersions multiples sont nettes, tant grâce à la présence de vallées submergées que par les littoraux submergés qu’on y rencontre. Des reliefs structuraux ont été dégagés par l’érosion, et, dans les dépressions qu’ils abritent, des vases terrigènes, abondamment peuplées d’organismes benthiques, se sont déposées. C’est là que se chalute le poisson de fond, là aussi que vivent les crustacés.

Les principales vallées du plateau continental atteignent le rebord, et correspondent en général à une incision de celui-ci, à un canyon sous-marin.

Escarpements continentaux

Après la monotonie apparente des plateaux continentaux, dont la pente moyenne est de un mètre par kilomètre (avec généralement une partie externe plus plate encore), la rupture de pente du sommet de l’escarpement est frappante: la dénivellation d’un escarpement continental est la plus importante qui soit. Dans l’Atlantique, ces dénivellations sont sculptées de canyons sous-marins, encaissés parfois d’un millier de mètres, et dont certains sont manifestement liés aux vallées sous-marines de la plate-forme continentale. Lors des bas niveaux marins quaternaires, les fleuves se continuaient jusqu’à l’escarpement continental et y déversaient directement des eaux boueuses, donc denses, qui, passant sous les eaux propres de l’océan et restant au ras du fond, y ont creusé ces profondes incisions. D’autres canyons semblent avoir évolué à partir de niches de décollement de coulées boueuses et sont plutôt des ravins créés par les courants de turbidité ^{[cf. CANYONS SOUS-MARINS]}. Beaucoup d’entre eux sont actuellement entretenus par la circulation de sables provenant du balayage de la plate-forme continentale, dirigés vers les têtes de canyon par le réseau des vallées de la plate-forme.

Au contraire, ceux qui sont situés dans les régions sans plate-forme continentale bien développée reçoivent des eaux fluviales boueuses qui leur assurent un fonctionnement quasi permanent; c’est le cas de celui du Tage, par exemple.

Là où l’escarpement continental est taillé dans la roche en place et formé d’un escalier de failles, comme devant les côtes françaises, les sédiments s’accumulent à sa base selon une pente régulière qui raccorde l’escarpement supérieur à la plaine abyssale. Ainsi, au sud-ouest de Belle-Île, ce glacis inférieur a une pente de 14 p. 100, forte pour une pente océanique, mais relativement douce par rapport à celle du reste de l’escarpement.

Encyclopédie Universelle. 2012.