| IV. L'évolution, le changement constant des êtres vivants | Page de titre | VI. Les mers, témoins essentiels de l'histoire de la Terre |
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Dans ce chapitre, nous allons étudier les principales caractéristiques de la surface de la Terre, les continents et les océans, ainsi que les interrelations de ces parties entre elles et en tant que demeures de la vie (voir Fig. ci-dessous).
Caractéristiques principales de la surface terrestre. — La caractéristique la plus frappante de la surface terrestre est sa division en vastes étendues terrestres, les continents, et en immenses bassins océaniques. Sans continents, il existerait un océan universel, et si la surface de la Terre était parfaitement plane, la profondeur de l’eau serait partout d’environ 2 400 mètres. Sans terre, il n’y aurait pas de vie terrestre, pas de plantes supérieures aux algues, et parmi les animaux, aucun vertébré supérieur. L’intelligence la plus avancée au monde serait tout au plus celle du calmar, de la seiche, du crabe ou du homard. Les roches sédimentaires seraient quasiment inexistantes. Même la composition de l’atmosphère serait différente, avec très peu d’oxygène libre, et les océans seraient presque totalement dépourvus de sel (chlorure de sodium). Dès lors, on peut se demander si la vie a pu apparaître dans un tel environnement d’eau douce.
L’enveloppe externe de la Terre est la sphère rocheuse, appelée lithosphère en géologie. Reposant sur cette dernière, et circulant dans une très faible mesure à l’intérieur d’elle, se trouve l’hydrosphère, ou sphère d’eau ; et à l’extérieur des deux se trouve l’enveloppe de gaz et de vapeur connue sous le nom d’atmosphère.
La lithosphère présente une partie externe rigide qui se fissure, se fracture, se déforme et se plisse ; on l’appelle la stratosphère (composée de couches ou de strates rocheuses) ou la tectonosphère (partie externe qui façonne la lithosphère). Sous cette partie rigide se trouve la partie de la lithosphère qui se déplace très lentement.
Au sein de l’hydrosphère, au-dessus de la surface de la lithosphère et à la base de l’atmosphère, se trouve la biosphère, constituée [ p. 53 ] de tous les organismes vivants, plantes et animaux. L’ensemble de ces organismes est également appelé le bios. La biosphère est la zone de transition entre l’atmosphère et l’hydrosphère d’une part, et la lithosphère d’autre part. L’acide carbonique présent dans l’air peut se transformer en roche organique grâce à l’action des plantes et, sous forme de charbon, participer à la formation de la croûte terrestre. L’activité des eaux peut transformer l’acide carbonique et le sulfate de calcium en calcaire. L’acide carbonique étant issu de l’activité volcanique, la matière interne chaude de la Terre peut, par l’intermédiaire des plantes, se transformer en substances vivantes (Walther).
Parties de la lithosphère. — La surface de la Terre, ou lithosphère, se divise en terres émergées, les continents (environ 30 %, soit 57 254 000 miles carrés), et en vastes étendues d’eau salée, les océans (environ 70 %, soit 139 295 000 miles carrés). Au nord de l’équateur se trouvent environ les trois quarts des terres émergées (environ 42 000 000 de miles carrés), et ces continents sont regroupés autour du petit océan Arctique. C’est pourquoi l’hémisphère Nord est également appelé l’hémisphère terrestre. Au-delà du pôle Sud se trouve le vaste continent antarctique, entouré par la banquise de l’océan Austral, dont les eaux se prolongent, aux limites indéfinies, loin dans l’hémisphère Nord pour former les océans Pacifique, Atlantique et Indien. L’océan Pacifique, à lui seul, est plus vaste de 10 000 000 de miles carrés que toutes les terres émergées réunies.
En d’autres termes, les océans entourent désormais les six grands continents : (1) l’Amérique du Nord ; (2) l’Amérique du Sud ; (3) l’Eurasie, ou Europe et Asie combinées ; (4) l’Afrique ; (5) l’Océanie ou Océanie quinocléique, comprenant l’Océanie occidentale ou Mélanésie, l’Océanie centrale ou Australasie (Australie, Tasmanie, Nouvelle-Zélande et îles Fidji), et l’Océanie orientale ou Polynésie ; et (6) l’Antarctique (dont la superficie probable, selon Murray, est de 5 122 000 milles carrés).
Les surfaces relatives de la lithosphère au-dessus et au-dessous du niveau de la mer sont les suivantes :
Le plus haut sommet est le mont Everest dans l’Himalaya, culminant à 29 141 pieds.
-
Superficie des terres émergées : 30,4 %. Superficie de la plate-forme continentale : 35,5 %.
- À plus de 1830 mètres d’altitude… 2.3
- Entre le niveau de la mer et 6000 pieds au-dessus de . . . 28.1
- Entre le niveau de la mer et 600 pieds en dessous… 5.1
-
Superficie en eau : 69,6 %. Bassins océaniques réels : 64,5 %.
- Entre le niveau de la mer et 6000 pieds en dessous… 7.0
- Entre 6 000 et 12 000 pieds en dessous de . . . 14,8
- Entre 12 000 et 18 000 pieds en dessous de . . . 39,6
- Entre 18 000 et 24 000 pieds en dessous de . . . 3.1
La plus grande profondeur océanique connue se situe près de Guam, à 31 600 pieds.
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¶ Continents
Altitude moyenne des terres. — Sir Archibald Geikie estime l’altitude moyenne des continents au-dessus du niveau de la mer à environ 730 mètres (2 400 pieds). Dana affirme que les matériaux des Pyrénées, répandus sur Emope, n’élèveraient la surface que de 1,8 mètre (6 pieds) ; et ceux des Alpes, bien que quatre fois plus vastes, de seulement 6,7 mètres (22 pieds). Enfin, seulement 6 % des terres (soit environ 8 560 000 kilomètres carrés) se situent à 990 mètres (3 250 pieds) au-dessus du niveau de la mer, ce qui rend la superficie totale des montagnes visibles, actuellement infime.
Volume total d’érosion. — Puisque tout le chlorure de sodium des océans provient des terres émergées par leur altération au cours des ères géologiques, et puisque le pourcentage de sel dans une roche ignée moyenne est connu, nous disposons, grâce à ces données, d’un moyen de calculer la quantité de roche érodée au fil des siècles. Selon Barrell, cela équivaut à 3,3 fois le volume de toutes les terres actuellement émergées.
Caractéristiques des continents. — Dana définit un continent comme « une étendue de terre si vaste qu’elle présente la forme typique d’un bassin, c’est-à-dire des chaînes de montagnes indépendantes de part et d’autre d’un intérieur bas ». Comme la largeur des frontières continentales varie de 800 à 2 400 kilomètres à leur base, un continent ne peut avoir une largeur inférieure à 1 600 kilomètres (deux fois 800). La frontière la plus large fait face à l’océan le plus vaste ; en Amérique du Nord, les monts Pacifique bordent l’océan Pacifique, tandis que les Appalaches, plus étroites, longent le continent du côté atlantique. Entre ces dernières et les montagnes Rocheuses se trouve le bassin continental, une vaste zone drainée par le Missouri et l’Ohio, qui se jettent dans le Mississippi, le plus grand des fleuves. L’océan Arctique étant petit et relativement peu profond, l’Amérique du Nord et le Groenland, à l’extrême nord-est, sont bordés par des montagnes basses et étroites, connues sous le nom de chaîne des États-Unis. Au sud, le petit golfe du Mexique est compensé par les reliefs des petites montagnes orientées est-ouest de l’Arkansas et de l’Oklahoma.
Grain des continents. — Les roches terrestres présentent généralement une direction ou un alignement précis, particulièrement dans les régions montagneuses, actuelles et anciennes. Ce grain des continents, visible dans leur orientation, les intrusions ignées, les coulées de lave, la schistosité, etc., résulte des diverses pressions subies par les continents au cours de leur longue histoire, ainsi que du rétrécissement de la Terre. Il s’agit d’une caractéristique fondamentale de tous les continents, qui renseigne sur leur histoire et leur géographie passées. (Ruedemann.)
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Parties les plus anciennes ou nucléaires des continents. — La plupart des continents actuels se sont formés autour d’anciennes protubérances de la lithosphère, les noyaux continentaux, « les pierres angulaires primordiales et inamovibles de la Terre » (Emerson). Ces noyaux sont principalement constitués de roches ignées très anciennes et de sédiments métamorphisés. Ce sont les terres les plus anciennes qui sont restées plus ou moins continuellement au-dessus du niveau de la mer, et c’est contre ces noyaux que de nombreuses chaînes de montagnes se sont formées. Cependant, en général, ces masses continentales nucléaires ne sont pas les zones d’où proviennent les sédiments des formations de la seconde moitié de l’histoire de la Terre, car la quasi-totalité [ p. 56 ] d’entre elles sont restées basses par rapport au niveau de la mer durant cette période. Autrement dit, les sédiments proviennent des montagnes qui se sont soulevées périodiquement. Les noyaux semblent s’être formés avant le Protérozoïque. Le terme « bouclier » leur a été attribué par le professeur Eduard Suess de Vienne en 1888, car les deux exemples les plus connus, les masses canadienne et baltique, ont la forme d’un bouclier aplati. Le terme « noyau » de Dana et Willis est plus ancien et plus approprié. On les a également appelés noyaux, bosses et conigles.
Il existe au moins treize de ces anciennes masses continentales (voir Fig., pp. 55, 57), et pour distinguer aisément leurs noms de ceux des océans, il est proposé dans ce chapitre d’adopter la méthode d’Arldt, en terminant les noms des terres par -is et ceux des océans et des mers par -ic. Trois de ces diolds se trouvent en Amérique du Nord : Canadis, Columbis et Antillis ; trois en Amérique du Sud : Guianis-Amazonis et Platis ; l’Afrique compte Ethiopis et Verdis ; Lemuris désigne l’Inde péninsulaire et Madagascar ; les deux d’Eurasie sont Baltis et Angaris ; l’Océanie comprend Bornis et Australis ; et enfin il y a Antr ardis, actuellement une région montagneuse et glacée, dont une partie importante culmine à environ 3 000 mètres d’altitude.
Permanence des continents et des bassins océaniques. — Aux débuts de la géologie, on considérait que les continents et les océans étaient instables et qu’il y avait eu un échange constant entre eux. Sir Charles Lyell lui-même affirmait que le fond des océans avait été entièrement recouvert de terres émergées. Aujourd’hui, la plupart des géologues partagent l’avis de Dana selon lequel les bassins océaniques et les continents sont, dans l’ensemble, des éléments permanents de la lithosphère, au moins depuis la fin de l’Archéozoïque, même si ce n’est pas précisé dans le détail. Cette hypothèse fut formulée pour la première fois par Dana en 1849. De même, les géologues s’accordent largement sur le fait que les bassins océaniques sont de vastes zones d’affaissement de matériaux plus lourds, également appelées « zones négatives » de la lithosphère, car la somme de leurs mouvements crustaux est orientée vers le bas. Il apparaît d’ailleurs que les bassins océaniques ont progressivement gagné en profondeur et en superficie. En revanche, les continents sont des masses ascendantes de roches plus légères et sont, de ce fait, également appelés zones positives, car la somme de leurs mouvements est ascendante (voir partie I, p. 242). Parmi les surfaces terrestres connues, environ la moitié présente une structure plissée, mais si l’on retirait les roches plus récentes et non plissées, on constaterait que la totalité des continents est constituée de roches plissées et ignées. De ces deux grandes caractéristiques de la lithosphère, les bassins océaniques sont les plus permanents, tandis que les continents sont soit localement élargis, soit, en grande partie, déformés ou fracturés et affaissés sous le niveau océanique.
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Il semble que depuis l’Archéozoïque, environ 25 millions de kilomètres carrés de terres émergées soient définitivement submergées par les océans. Les forces internes de la Terre ont profondément modifié le contour des continents, et par conséquent la forme des océans, comme nous le verrons dans les pages suivantes. De manière générale, on peut affirmer que les océans sont les milieux les plus permanents et qu’ils se sont étendus au détriment des continents. Les masses continentales actuelles sont reconnaissables à l’époque précambrienne, et ces premiers continents occupaient des superficies bien plus vastes que leurs descendants récents (Ruedemann). Les changements les plus importants ont eu lieu en Océanie, en Eurasie méridionale, en Antarctique (vers l’Australie et l’Amérique du Sud), ainsi que dans l’Atlantique central et l’océan Indien septentrional.
La preuve qu’il n’y a pas eu d’échange complet entre les continents et les océans se voit dans les faits suivants ; (1) Sur les continents, il n’y a presque pas de dépôts d’origine abyssale, et les quelques cas isolés rencontrés se produisent uniquement sur les marges ou sur les îles continentales.
Les géologues recherchent depuis longtemps sur les continents des sédiments géologiques comparables à ceux qui se forment actuellement dans les grands abysses océaniques, mais en vain. Le géologue allemand Walther, qui a examiné attentivement des sédiments abyssaux récents, s’est demandé à plusieurs reprises, dans ses études géologiques, si des roches fossiles pouvaient présenter des caractéristiques abyssales, sans jamais en trouver d’âge paléozoïque ou mésozoïque. Sir John Murray n’a pas non plus réussi à découvrir de vastes étendues de roches océaniques. Cependant, une analyse microscopique et chimique de certains dépôts sur des îles comme la Barbade (ici à 365 mètres d’altitude) et Trinité-et-Tobago, en Méditerranée américaine, en Sicile et à Malte, à Bornéo et à Timor, et peut-être aussi à Haïti, en Jamaïque et à Cuba, révèle la présence de dépôts océaniques d’âge cénozoïque. Chamberlin déclare : « Les cas où de véritables dépôts abyssaux apparaissent aujourd’hui au-dessus du niveau de la mer ne représentent, au total, pas plus de 1 % de la surface terrestre. De plus, la quasi-totalité de ces dépôts océaniques se situe dans des zones d’instabilité crustale exceptionnelle. »
(2) Les dépôts marins continentaux proviennent presque toujours de mers très peu profondes, semblables en fait à ceux qui s’accumulent actuellement sur les plateaux continentaux, dans la baie d’Hudson et en mer Baltique. Preuve supplémentaire : les fossiles qu’ils contiennent indiquent que la vie était exclusivement d’espèces d’eaux peu profondes. S’il y avait eu un échange complet, on devrait trouver sur un continent une longue et ininterrompue trace océanique, conservée à la fois dans les sédiments et les animaux des grands fonds. Or, une telle série de vestiges n’a été découverte nulle part. (3) Il est désormais établi que la lithosphère est plus dense, et donc plus lourde, sous les bassins océaniques que sous les terres émergées, ce qui rend impossible leur interversion sans rompre l’équilibre de densité de l’enveloppe externe.
Il est vrai que des chenaux profonds, ou géosynclinaux, se sont formés à plusieurs reprises à l’intérieur des continents, près de leurs marges. Cependant, même si certains d’entre eux ont connu un affaissement local atteignant 21 300 mètres, ils n’ont jamais abrité que des mers très peu profondes. La nature de leurs sédiments et les fossiles qu’ils renferment en témoignent. Autrement dit, il y a eu affaissement compensé par une accumulation sédimentaire. C’est notamment le cas des géosynclinaux [ p. 59 ] des Appalaches et de la Cordillère, à l’origine des systèmes montagneux des Appalaches et des Rocheuses. Voir le chapitre X.
Deux types de frontières continentales. — Suess, Von Richthofen et leurs disciples ont souligné l’existence de deux types généraux de structures continentales. La subsidence du Pacifique, d’une part, et celle des océans Indien et Atlantique, d’autre part, ont engendré des conséquences géologiques et géographiques distinctes. En résumé, voici les faits :
Les zones frontalières du Pacifique sont généralement en concordance avec les orientations des chaînes de montagnes plissées qui bordent cet océan. En revanche, les zones frontalières de l’Atlantique et de l’océan Indien sont soit neutres, soit en discordance avec l’orientation structurale des côtes.
En général, les strates rocheuses des rivages du Pacifique sont plus récentes, mésozoïques à l’intérieur des terres et marginalement cénozoïques, tandis que celles de l’Atlantique sont souvent constituées de formations plus anciennes, sur lesquelles reposent en discordance des dépôts géologiques récents. Le long des côtes du Pacifique, il existe donc un parallélisme et une connexion dynamique facilement perceptible avec cet océan en subsidence, alors que les marges des océans Atlantique et Indien ne présentent pas une telle relation, puisque leurs rivages recoupent d’anciens noyaux sédimentaires, d’anciennes chaînes de montagnes et des plateaux élevés.
Exemples de fragmentation continentale. — Les bassins océaniques étant les éléments les plus permanents de la surface terrestre et les zones sujettes à l’affaissement périodique, il est logique que des portions plus ou moins importantes des anciens continents aient été englouties. Nous n’avons cependant pas ici en tête le continent mythologique de l’Atlantide, car aucune donnée scientifique ne prouve son existence. Madagascar, grande île de 975 milles de long, d’une superficie estimée à 230 000 milles carrés, située dans l’océan Indien au large de la côte est de l’Afrique, constitue un véritable exemple de fragmentation continentale. Aucun naturaliste ne doute de son lien passé avec l’Afrique, en raison de la présence d’animaux similaires. Pourtant, le détroit du Mozambique, qui la sépare aujourd’hui du continent, mesure entre 240 et 600 milles de large et représente une zone terrestre qui s’est enfoncée à une profondeur comprise entre 5 000 et 10 000 pieds. Au nord-est de Madagascar se trouvent de nombreuses petites îles, les Seychelles, et au nord-ouest l’archipel des Comores, toutes considérées comme ayant fait partie de l’Afrique et de Madagascar. De plus, de nombreux biologistes et géologues estiment que ces terres ne sont que des portions de la Lémurie, un continent relativement récent (voir fig., p. 57).
Un autre exemple frappant est celui du Japon, qui faisait entièrement partie du continent asiatique avant le Cénozoïque, et dont certaines régions sont restées reliées jusqu’au Miocène. Aujourd’hui, le royaume insulaire est séparé du continent par la mer du Japon, qui mesure environ 965 kilomètres [ p. 60 ] de large dans sa partie la plus large et plus de 1 600 kilomètres du nord-est au sud-ouest. Cette vaste zone d’affaissement et de submersion est généralement aujourd’hui une mer peu profonde, d’à peine plus de 200 mètres de profondeur, mais à l’est du golfe de Corée se trouve une fosse surcreusée d’environ 440 kilomètres sur 520, avec une profondeur dépassant les 3 000 mètres.
L’Afrique se distingue de la plupart des continents par sa nature nucléaire : une succession de hauts plateaux culminant entre 900 et 1 800 mètres, sans chaînes de montagnes plissées marginales plus récentes que le Paléozoïque inférieur. Au nord-ouest de ce continent se dressent les monts Atlas, qui font en réalité partie de l’Europe et sont les seuls en Afrique d’origine cénozoïque. L’Afrique australe conserve les racines de montagnes très anciennes, toutes antérieures au Dévonien. L’Afrique est le continent le moins touché par les océans, et ses traces géologiques se trouvent principalement dans des dépôts continentaux. C’est, de fait, un continent de dépôts d’eau douce et intermontagnards. Les mers mésozoïques et cénozoïques n’ont envahi l’Afrique qu’au nord et très sporadiquement le long des côtes est et ouest. Le continent africain est un vaste segment ou bloc lithosphérique surélevé, présentant l’aspect géologique de marges orientales et occidentales affaissées. Le caractère accidenté de ses côtes se manifeste également par l’absence quasi totale de grandes échancrures et de ports. Enfin, l’ensemble de l’Afrique orientale, de l’Arabie et de l’Asie Mineure est profondément marqué par les failles et les rifts, témoignant clairement des effets de la pénétration de l’océan Indien dans le continent africain.
L’Amérique du Sud, au contraire, possède tout le long de sa côte ouest, dans les hautes Andes, la frontière élevée requise pour un continent, mais le long de sa côte est, nous cherchons en vain des montagnes plissées plus jeunes que le Protérozoïque, et c’est pourquoi nombre des géologues les plus compétents estiment que le nord-est de l’Amérique du Sud, jusqu’à l’Afrique, a plongé dans l’Atlantique.
Terre de Gondwana. — Les parties effondrées et submergées des continents mentionnés ci-dessus (Afrique et Amérique du Sud) font partie d’une ancienne grande terre équatoriale transversale, et comme il y aura l’occasion de faire référence à cette terre de temps à autre, il est souhaitable d’introduire le sujet ici.
Outre les faits mentionnés ci-dessus, de nombreux autres éléments géologiques, paléontologiques et zoologiques relatifs à la répartition des plantes et des animaux depuis le Paléozoïque tendent à démontrer que le Brésil était autrefois largement relié à l’Afrique du Nord-Ouest par l’intermédiaire de ce qui est aujourd’hui l’océan Atlantique profond. Ce continent disparu est le Gondwana (du nom d’une région du même nom en Inde) décrit par Neumayr (1883) et [ p. 61 ] Suess (1885), ainsi que par les zoogéographes. Il s’agissait d’une vaste étendue transversale s’étirant de la moitié nord de l’Amérique du Sud à travers l’Atlantique jusqu’à l’Afrique, puis à travers l’océan Indien jusqu’à la péninsule indienne, incluant les Lémuries. Ce continent existait durant tout le Paléozoïque, mais le pont atlantique et les Lémuries ont sombré dans les océans au cours du Mésozoïque. Le Gondwana, lorsqu’il était complet, était comparable à une autre terre transversale du nord, Éris ou Holarctis, qui existait lorsque l’Amérique du Nord était continue avec le Groenland et l’Eurasie à travers l’Islande jusqu’aux îles Britanniques (voir Fig., pp. 431 et 555).
Mécanismes de la fragmentation continentale. — Jusqu’à récemment, les géologues n’étaient pas en mesure d’expliquer comment les masses continentales pouvaient être entraînées vers le bas, fragmentées et entraînées par des failles jusqu’aux profondeurs océaniques. L’explication qui suit est celle du regretté professeur Barrell, qui travaillait sur ce problème au moment de son décès ; les éléments de preuve sont partiellement présentés dans The Evolution of the Earth and its Inhabitants, 1918.
Dans les vallées de rift de l’Afrique de l’Est, la Vallée de la Mort au sud-est de la Californie et la mer Caspienne en Russie, on observe des signes d’affaissement de vastes régions continentales. De même nature sont les rifts qui laissent entrer l’océan dans les régions de la mer Rouge, du golfe de Californie et à l’ouest du Groenland, dans le détroit de Davis. De ces cas, nous passons aux grands horsts comme Madagascar, décrit précédemment.
Pour accepter l’affaissement de masses continentales comme celles mentionnées précédemment, et plus particulièrement celui du Gondwana occidental, il faut démontrer l’existence d’un processus de charge ou de lessivage interne des roches suffisant pour provoquer leur tassement. On estime qu’un poids supplémentaire de 3 à 5 % est suffisant. Il est désormais bien établi que certaines parties des continents se sont allégées suite à l’intrusion de vastes bathylithes granitiques. La région des montagnes Rocheuses, avant le Miocène, tendait à rester proche du niveau de la mer et, depuis, s’est élevée de 1 800 à 3 350 mètres. Il semblerait donc exister des preuves d’une diminution régionale de la densité à la fin des temps géologiques, causée vraisemblablement par la remontée de vastes volumes de magmas acides en fusion, ainsi que par l’expansion des roches de couverture due à l’accumulation de chaleur, ce qui aurait entraîné une élévation de la région de 1,5 à 3 200 mètres jusqu’à l’équilibre isostatique.
La densité des roches ignées varie entre 2,70, valeur moyenne des granites acides, et 3,30 pour les roches extrêmement basiques, comme les pyroxénites et les péridotites. Les granites contiennent de 65 à 75 % de silice, les diorites de 55 à 65 % et les gabbros de 45 à 5 %. On observe donc une variation de densité de 20 %.
Si la Terre est stratifiée en fonction de sa densité, ces masses lourdes proviendraient vraisemblablement de couches plus profondes que celles qui sont plus siliceuses. Les roches siliceuses libèrent également des fractions basiques par différenciation, mais les intrusions affleurant sur les continents sont principalement composées de granite, et les fractions basiques y représentent un volume plus faible. D’importantes intrusions de magmas basiques remontant des profondeurs de la Terre provoqueraient, selon les principes de l’isostasie, un affaissement.
Lorsque des roches ignées plus légères s’intrusent, elles forment un dôme sur les roches sus-jacentes. Cependant, dans les grandes intrusions de gabbro de Sudbury, en Ontario, la masse qui s’élève a la forme d’une soucoupe, concave vers le haut. Il semble que le socle se soit affaissé sous cette intrusion pendant ou après celle-ci, entraînant également l’affaissement des roches de couverture. Cette forme est l’inverse [ p. 62 ] de celle d’un laccolite, qui forme des dômes. Cette différence fondamentale de forme semble liée à la densité élevée. Plus denses que les roches environnantes, ces magmas se sont déposés ; Grout les a nommés lopolites. La région du lac Supérieur, composée de gabbro, est un lopolite beaucoup plus important et a donné naissance à un bassin bien plus vaste que celui de Sudbury. Une zone encore plus étendue d’extrusion et d’intrusion dans les roches granitiques s’étend de l’ouest du Groenland jusqu’à l’Islande et l’Écosse. Dans cette région, qui s’étend sur 2 900 kilomètres, on trouve de vastes coulées basaltiques atteignant jusqu’à 3 000 mètres de profondeur. Leur âge semble remonter à l’Oligocène et au début du Miocène. Depuis lors, cette terre d’Éris a subi d’importantes failles et s’est fragmentée pour former le relief que l’on observe aujourd’hui.
Une autre zone présentant un poids et un affaissement similaires est celle des Lémuries, ou région de l’océan Indien. J.W. Gregory en apporte la preuve dans son ouvrage The Rift Valleys and Geology of East Africa, 1922. Elle est également abordée de manière générale dans le chapitre consacré au Crétacé supérieur de ce même ouvrage. Le Brésil en est un autre exemple, décrit dans le chapitre sur le Jurassique.
¶ Océans
Les Cinq Océans. — Les océans sont le point de départ et l’arrivée des fleuves terrestres, et le soleil fournit l’énergie qui met les eaux en circulation. Le mot « océan » est d’origine grecque et désignait la grande mer extérieure, l’Atlantique, par opposition à la mer intérieure, la Méditerranée. Les anciens peuples méditerranéens ne connaissaient qu’un seul océan, l’Atlantique, qui, à leurs yeux, entourait une Terre plate et immobile. Aujourd’hui, le mot « océan » désigne l’ensemble des masses d’eau marines qui entourent la Terre ; il en existe cinq : le Pacifique, l’Antarctique, l’Atlantique, l’Indien et l’Arctique.
Méditerranée. — Les eaux méditerranéennes doivent également être considérées comme des zones océaniques, car elles sont non seulement vastes, mais aussi très profondes, bien que jamais aussi profondes que les parties les plus profondes des océans. Ces mers font partie intégrante des océans, mais elles sont longues et étroites, et plus ou moins entourées par les continents. L’exemple typique est la Méditerranée, située entre l’Eurasie et l’Afrique ; elle est également connue sous le nom de Méditerranée romaine, cette dernière partie du nom signifiant « mer au milieu des terres », un terme qui nous vient des anciennes nations qui dominaient autrefois ses frontières. Elle occupe une place importante en géologie historique, et nous l’aborderons plus en détail sous le nom de Téthys. Un autre exemple, moins typique, est la Méditerranée américaine, située entre les trois Amériques et séparée de l’océan par les Grandes et Petites Antilles et l’Amérique du Sud ; elle comprend la mer des Caraïbes et le golfe du Mexique.
Superficie. — Environ 70 % de la surface de la Terre est recouverte par les océans, mais comme les continents sont plus ou moins submergés sur leurs bords, ces portions marginales, [ p. 63 ] jusqu’à 180 mètres de profondeur, font également partie intégrante des plates-formes continentales (Fig., p. 77). Par conséquent, les zones océaniques occupent un peu plus de 65 % de la surface de la Terre, soit environ 140 millions de milles carrés (environ 360 millions de kilomètres carrés).
En classant les zones selon leur profondeur, le tableau de Murray est le suivant ;
| Profondeur en pieds | Superficie en miles carrés anglais | Pourcentage |
|---|---|---|
| 0-600 | 9 750 065 | 7,0 |
| 600-3 000 | 6 964 750 | 5,0 |
| 3 000-6 000 | 5 010 185 | 3,6 |
| 6 000-12 000 | 26 915 000 | 19,3 |
| 12 000-18 000 | 81 381 000 | 58,45 |
| 18 000-24 000 | 9 058 000 | 6,5 |
| 24 000-31 614 | 216 000 | 0,15 |
| 139 295 000 | 100,00 |
Il est essentiel de se rappeler que près de 70 % de la surface terrestre est recouverte d’eau ; par conséquent, tout mouvement important de la croûte terrestre modifie le rapport entre les littoraux et les terres émergées. De tels changements crustaux ont été fréquents au cours des ères géologiques et ont notamment contribué à l’avancée des océans sur les continents, ou à leur retrait, rendant ainsi les terres plus vastes et plus proéminentes.
Les plateaux continentaux. — Les continents sont plus ou moins submergés sur leurs marges, et la zone sous-marine jusqu’à la ligne des 100 brasses (600 pieds) fait partie intégrante des continents, car c’est seulement au-delà de cette profondeur que la descente est rapide le long des pentes continentales vers les dépressions océaniques. Pour plus de détails, voir la figure ci-dessus. Ces zones marginales d’eau peu profonde sont appelées plateaux continentaux et représentent une superficie inférieure à 5 % (9 750 000 milles carrés, selon Murray) de la surface terrestre, soit 7 % des surfaces océaniques. Par conséquent, les plates-formes continentales couvrent moins de 35 % de la lithosphère, tandis que le reste, soit plus de 65 %, est occupé par les bassins océaniques proprement dits (voir figure, p. 77).
On considère généralement que la profondeur de l’eau sur les plateaux continentaux est de 100 brasses, mais Daly (1915) affirme : « Les cartes du monde montrent que la rupture de pente sur les plateaux se situe aux alentours de la ligne des quarante brasses. » Barrell (1915) partage également cet avis.
La raison de l’existence des plateaux continentaux, et de leur limite à une profondeur de 180 mètres (600 pieds), est que c’est à cette profondeur que les vagues de tempête cessent d’agir sur les fonds marins. Les plateaux continentaux sont donc des zones d’eaux agitées bordant les terres et capables de retenir la vase en suspension jusqu’à une profondeur maximale de 180 mètres (600 pieds) (voir Fig., p. 63). Les pentes sédimentaires des bassins océaniques témoignent du lent dépôt de la vase provenant des eaux hors de portée des vagues. Par conséquent, les plateaux continentaux ont dû se former à cette profondeur, face à l’océan ouvert, à toutes les époques.
Profondeur et volume des océans. — Au-delà de 3 658 mètres environ se trouvent les plaines océaniques submergées, caractérisées par leurs reliefs, leurs crêtes et leurs pics, qui représentent environ 65 % de la superficie océanique. Pour plus de détails, voir les pages 113 à 116 de la première partie de ce manuel.
Il ressort de ce qui précède que la plupart des zones océaniques se situent à plus de 1 800 mètres de profondeur, et que plus de 65 % d’entre elles dépassent les 3 658 mètres. Les zones d’une profondeur supérieure à 5 488 mètres sont appelées fosses océaniques ; cinquante-sept en sont actuellement connues (voir page 91 de la partie I). On distingue deux types de fosses : (1) les fosses centrales, plus vastes, qui sont de grandes régions affaissées, semblables à des bassins, atteignant des profondeurs de 7 318 mètres ; et (2) les fosses marginales, longues et étroites, qui descendent jusqu’à 9 632 mètres. Ces dernières, les avant-fosses de Suess, sont des régions apparemment affaissées, situées près des continents et compensant le soulèvement des montagnes adjacentes.
La profondeur moyenne des océans est estimée à 13 000 pieds, et le volume total des eaux océaniques serait quinze fois supérieur à la masse des terres émergées. Si toutes les parties profondes des océans étaient remplies de matière solide jusqu’à cette profondeur moyenne estimée, on obtiendrait un océan universel, recouvrant la Terre entière sur une profondeur de 1,5 mille. Ces faits sont mentionnés ici non seulement pour faire prendre conscience à l’étudiant de l’immense volume d’eau comparé à la faible masse des terres émergées, mais aussi pour montrer, puisque les eaux sont mobiles et recouvrent près des trois quarts de la surface instable de la Terre, pourquoi les océans peuvent si facilement submerger les terres lors de variations relativement faibles de l’altitude de la croûte terrestre. Comme tous les océans sont interconnectés, [ p. 65 ] un mouvement du fond d’un seul bassin affecte le niveau océanique de tous les autres, faisant monter ou descendre simultanément la ligne de rivage partout (mouvements eustatiques).
Origine originelle de l’eau. — Selon la théorie laplacienne de l’origine de la Terre, les eaux océaniques étaient considérées comme primordiales et issues de l’atmosphère primitive. De ce point de vue, on supposerait que les océans primitifs étaient non seulement aussi volumineux qu’aujourd’hui, mais encore plus, car toute l’eau de l’enveloppe externe de la Terre aurait été absorbée par celle-ci à partir des océans. Cette théorie n’est plus acceptée ; on considère désormais que les eaux océaniques ont été progressivement ajoutées à la surface de la Terre par l’intermédiaire des volcans et des sources thermales. Autrement dit, la majeure partie de l’eau océanique était à l’origine de l’eau occluse ou dissoute dans les profondeurs de la Terre, et, par l’action volcanique, cette eau primordiale (vapeur) a été libérée et ajoutée à l’eau vadose déjà accumulée.
Barrell estime probable que 25 à 50 % des eaux océaniques actuelles proviennent des apports réalisés durant l’Archéozoïque et le Protérozoïque, et 5 à 10 % supplémentaires durant le Paléozoïque. Cela signifie donc qu’environ 50 % de l’eau présente à la surface de la Terre a une origine antérieure à l’Archéozoïque.
Niveau océanique. — En pratique, on parle généralement d’un niveau moyen de la mer. Or, un niveau océanique parfaitement sphéroïdal, ou une surface d’eau équidistante du centre de la Terre sur tous les cercles de latitude, n’existe pas. Néanmoins, des recherches récentes indiquent que les différences de niveau à la surface de la mer ne s’écartent pas de plus de 30 à 60 mètres d’un sphéroïde de révolution parfait. Ce sujet est abordé plus en détail à la page 235 de la partie I, sous le titre « Plan de référence ».
Il est impossible qu’une nappe d’eau d’épaisseur uniforme recouvre toute la lithosphère, car la Terre tourne, sa densité est localement hétérogène, elle est aplatie aux pôles et sa surface est irrégulière. De plus, les bords des continents attirent les eaux vers le haut, tandis que la masse terrestre les attire vers le bas. Lorsqu’une grande chaîne de montagnes se forme, comme les Andes, le niveau de l’eau monte nécessairement le long de ses côtes, et lorsqu’elle disparaît, le niveau de l’eau baisse.
Niveau océanique au cours des ères géologiques. — Le niveau moyen des océans, au sens d’une plaine d’inondation recouvrant les continents, a considérablement fluctué au cours des ères géologiques, et les périodes de ces inondations depuis le début du Paléozoïque commencent à être déchiffrées. Il s’agit cependant [ p. 66 ] des variations les plus mineures du niveau océanique, car il semble également y avoir eu des périodes prolongées où le niveau moyen des côtes était bas ou élevé. Durant l’Archéozoïque, la superficie totale des terres émergées semble avoir été plus importante qu’à aucune autre époque, et bien qu’il y ait eu des périodes de vastes inondations océaniques durant le Protérozoïque, les continents se situaient généralement bien au-dessus du niveau moyen des océans. Vers la fin du Protérozoïque, tous les continents actuels semblent avoir été complètement émergés, car aucune trace de présence marine n’a été retrouvée avant le début du Paléozoïque. Pour souligner cette absence de traces, Walcott a nommé cet intervalle « temps lipalien » (voir chapitre XIII). Au Paléozoïque, le niveau moyen des océans était élevé, mais au Permien, il s’est abaissé et n’a pas remonté de manière significative sur les terres émergées avant le Jurassique moyen. Les crues fluctuantes ont continué à monter jusqu’au Crétacé, mais vers la fin du Mésozoïque, les eaux se sont retirées. Pendant le Cénozoïque, et surtout après le Miocène, les continents étaient majoritairement émergés, avec un point culminant au Pléistocène. Les océans tendent à nouveau à submerger les terres.
La cause de ces variations persistantes du niveau océanique demeure inconnue, mais elles pourraient être dues, dans une moindre mesure, au déversement des terres émergées dans les bassins océaniques, et principalement à l’augmentation constante du volume d’eau par les apports volcaniques. Par ailleurs, les fluctuations les plus importantes ont été expliquées par un approfondissement périodique des bassins océaniques. Cependant, comme ces bassins se sont également élargis par la fracturation continentale, ce doublement du volume aurait dû rendre les continents plus émergés. Autrement dit, les océans semblent avoir conservé depuis longtemps leur profondeur moyenne actuelle, et l’augmentation du volume d’eau a été compensée par l’enfoncement de fragments continentaux. La fragmentation continentale, en synergie avec l’isostasie, maintient les continents résiduels au-dessus du niveau moyen des océans.
Composition des eaux océaniques. — Il est bien connu que les eaux océaniques sont très salées, contrairement aux eaux douces des rivières et des lacs, et ce sujet a déjà été abordé à la page 91 de la première partie. La salinité est variable d’un endroit à l’autre, même au sein des océans proprement dits. Elle l’est particulièrement le long des côtes où les rivières diluent l’eau de mer, et encore davantage dans les zones peu profondes sous des climats secs où la concentration peut être continue. La salinité peut donc varier autour de la moyenne de 3,5 % et aller de moins de 1 % à plus de 4 %. La composition en sels est indiquée à la page mentionnée ci-dessus.
Tous les sels et l’azote présents dans la mer ont également été apportés par les rivières, comme indiqué aux pages 45 et 161 de la partie I. Grâce à l’action des organismes, le magnésium, l’um, la silice et l’azote sont extraits de l’eau de mer, tandis que les argiles absorbent la potasse à peu près aussi vite qu’elle y est apportée ; le sel commun, cependant, semble avoir augmenté constamment en quantité.
L’important volume de dioxyde de carbone présent dans l’océan, principal nutriment des plantes, a été absorbé en partie de [ p. 67 ] l’atmosphère et probablement en plus grande quantité grâce à l’activité volcanique sous-marine au cours des longues périodes géologiques. Ce CO₂ initial est naturellement retenu par les mers. L’oxygène libre, indispensable à la vie animale, a également été absorbé en partie de l’atmosphère, mais la plus grande quantité provient du dioxyde de carbone grâce à la croissance des plantes. On estime que la quasi-totalité de l’oxygène libre de l’air a été dissociée du CO₂ par les plantes vivantes, tant dans les océans que sur les terres émergées. L’oxygène et le CO₂ sont absorbés et retenus en moindre quantité dans les eaux plus chaudes des mers tropicales.
Les eaux riches en carbonate de calcium abritent généralement une vie plus diversifiée que les autres. Elles sont particulièrement favorables aux organismes qui utilisent beaucoup de calcaire dans leurs parties dures, comme les coraux et les mollusques ; même les crustacés les préfèrent.
Courants océaniques et température. — La Terre tourne sur son axe d’ouest en est à une vitesse d’environ 1 600 km/h dans la région équatoriale, tandis qu’aux pôles, sa rotation est nulle. Ce mouvement, combiné aux différences de température entre les zones, engendre les alizés tropicaux, ces vents puissants et constants qui soufflent vers l’équateur et l’ouest, entraînant avec eux les eaux chaudes de surface des tropiques. Celles-ci viennent ensuite frapper les côtes orientales des continents et sont déviées, dans la maia, selon la topographie, créant ainsi de grands courants d’eau chaude, ou courants océaniques, qui convergent vers les pôles, comme décrit précédemment (pages 92 à 94 de la première partie). De cette manière, les courants contribuent non seulement à uniformiser la température et la salinité de l’eau de mer, mais aussi à réchauffer l’air des hautes latitudes et à favoriser la biodiversité marine. Dans le même temps, les eaux polaires, recevant peu de chaleur solaire et refroidies par leurs vastes étendues de glace, s’écoulent vers l’équateur et, étant plus denses que les eaux tropicales chaudes, s’infiltrent en dessous, dans les profondeurs des bassins océaniques. En surface, la température varie d’environ 80 °C à 5° de latitude nord (la zone la plus chaude) à environ 32 °C aux pôles.
Outre les grands courants océaniques, il en existe de nombreux autres, d’intensité variable, engendrés par les différences de température et de pression entre l’air et l’eau, ainsi que par les variations de salinité. D’autres encore sont causés par les vents, les vagues et les marées. La mer est en perpétuelle agitation. En surface, le courant de Floride du Gulf Stream, à son point le plus étroit (71 km) entre les Bahamas et la Floride, présente un débit annuel moyen de 116 km/h, mais ce débit atteint 193 km/h pendant les mois les plus chauds et les plus froids. [ p. 05 ] Plus au nord, entre les États de l’Atlantique et les Bermudes, et à l’est de New York, le débit est d’environ 77 km/h. À mi-chemin de la traversée de l’Atlantique, le courant s’affaiblit progressivement vers le nord-est. À partir de ce courant rapide et exceptionnel, le courant de dérive océanique peut chuter à zéro. Autour des promontoires, l’eau peut s’écouler jusqu’à 9,6 km/h. En profondeur, les courants de surface pénètrent de manière très variable, et en général, les courants les plus forts se situent près des côtes, le long des talus continentaux, des îles océaniques et des dorsales submergées. En règle générale, la pénétration est inférieure à 305 mètres, mais aux Açores, de forts courants persistent jusqu’à 792 mètres de profondeur. Dans les détroits entre les îles Canaries, les courants sont présents à 3 658 mètres de profondeur, et au large du talus continental irlandais, ils se manifestent à 1 829 mètres. Par conséquent, les courants océaniques nettoient les hauts-fonds et les crêtes de leur vase, et aplanissent les fonds en plaines abyssales monotones et ondulées.
Dispersion de la vie par les courants. — Il est bien connu que presque tous les animaux marins commencent leur vie sous forme de larves minuscules et généralement transparentes. Celles-ci flottent ou nagent faiblement pendant un certain temps, jusqu’à plusieurs semaines. De cette manière, elles peuvent être transportées par les grands courants océaniques à des centaines, voire des milliers de kilomètres de leur lieu de naissance, et jusque dans les régions plus froides des « quarantièmes rugissants », où elles ne peuvent survivre en raison des courants polaires ou des températures glaciales de l’hiver. Les larves de coraux des Antilles sont ainsi transportées jusqu’aux Bermudes et se sont également adaptées aux petits [ p. 69 ] récifs les plus septentrionaux au large de Beaufort, en Caroline du Nord. Le long des côtes de la Nouvelle-Angleterre, on trouve, durant l’été, non seulement des larves, mais aussi des espèces méridionales adultes comme des méduses, des Physalia (galères portugaises), des ophiures, des crabes et d’autres animaux marins. Durant les longues périodes géologiques où la Terre bénéficie d’un climat doux et quasi uniforme, cette dispersion océanique de la vie est maximale, et grâce à ces conditions favorables, les faunes marines présentent alors une répartition plus ou moins cosmopolite.
Pénétration de la lumière. — Puisque ce sont les plantes vertes qui assimilent la matière inorganique, et puisque les animaux dépendent des plantes pour leur subsistance, il est nécessaire de savoir jusqu’à quelle profondeur l’énergie cinétique du soleil pénètre dans les océans. Verrill rapporte avoir dragué des algues rouges de cinq centimètres de haut, fixées à des boules de bowling, à une profondeur de 146 mètres au large d’Eastport, dans le Maine.
Dans les eaux tropicales claires, on peut distinguer à l’œil nu des objets blancs jusqu’à 60 mètres de profondeur, et des récifs coralliens jusqu’à 45 mètres. À ces profondeurs, les rayons du soleil pénètrent presque verticalement, mais leur angle d’incidence s’accentue vers les pôles. Par conséquent, la pénétration verticale est bien moindre loin de l’équateur, et à 67° de latitude nord, le fond n’est visible en eau claire qu’à 25 mètres de profondeur. Cependant, grâce aux plaques photographiques, on sait désormais que des quantités considérables de lumière (rayons ultraviolets et bleus) pénètrent jusqu’à 1 000 mètres dans les régions tropicales, et même jusqu’à 1 500 mètres. Ces rayons ne sont toutefois pas utilisables par les plantes assimilatrices.
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Il est probable que les rayons rouges, oranges et jaunes utilisés par les plantes pour la photosynthèse (c’est-à-dire la formation de protoplasme grâce à l’énergie lumineuse) ne pénètrent guère au-delà de 180 mètres de profondeur. La partie de l’océan traversée par la lumière du soleil est donc appelée zone diaphane, ou zone de transparence. C’est également la zone de photosynthèse, où les plantes vertes transforment les substances inorganiques en structures organiques. La zone obscure, où les plantes ne vivent pas, est appelée zone aphotique, ou zone où la lumière du soleil est absente.
Boues et vases océaniques. — La limite continentale correspond également à la ligne de vase, car partout sur les fonds océaniques, seule une vase à grains fins se dépose ; sur les talus continentaux, des vases vertes et bleues, de la vase corallienne et des cendres volcaniques à grains plus grossiers (voir p. 113 de [ p. 72 ] la partie I [ p. 71 ] et fig., p. 71 de la partie II) ; et ailleurs, des vases vertes, bleues et rouges à grains très fins. La vase des talus continentaux provient principalement des continents et est transportée vers le large par l’action des vagues et des courants. Les sédiments imperceptiblement fins des abysses océaniques sont en grande partie d’origine organique et proviennent principalement des formes microscopiques flottantes de plantes et d’animaux vivant dans les eaux de surface éclairées par le soleil. À leur mort, ces organismes se déposent dans les profondeurs, où leurs parties molles nourrissent la vie benthique et leurs squelettes contribuent à la formation des vases des grands fonds (voir figures, p. 115 de la partie I et pp. 68-70 de la partie II). Les poussières volcaniques et désertiques transportées par le vent, ainsi que la pierre ponce flottante désintégrée, y contribuent également et deviennent notables dans la composition des argiles rouges qui tapissent le fond des bassins océaniques les plus profonds.
Boue à globigérines. — La vase à globigérines est une boue organique fine, composée à plus de 30 % de carbonate de calcium, provenant principalement des tests de foraminifères, animaux microscopiques dont les genres Globigerina et Orbulina sont les plus répandus (Fig., p. 68). Ces animaux, dont on compte une vingtaine d’espèces dans les régions tropicales, vivent dans les eaux ensoleillées et, après leur mort, tombent dans les profondeurs. Dans les eaux les plus chaudes, s’y ajoutent d’autres particules calcaires microscopiques issues d’algues sécrétant du calcaire (coccosphères et rhabdosphères, Fig. 4-5, p. 154). Ce type de vase est plus largement répandu que tout autre et se rencontre généralement à des profondeurs comprises entre 4 500 et 1 800 mètres, bien qu’autour des îles océaniques tropicales, elle puisse se former même dans les mers les moins profondes. D’un côté, la vase à Globigerina se fond dans les boues bleues et de l’autre dans l’argile rouge, car à des profondeurs supérieures à 4 572 mètres (15 000 pieds), le pouvoir solvant des eaux abyssales, comme indiqué précédemment, dissout le calcaire et l’emporte en solution. Les vases à Globigerina proviennent des eaux plus chaudes et occupent près de 30 % des fonds océaniques (Fig., p. 71).
Boue de diatomées. — Dans les eaux de surface des océans vivent également des plantes microscopiques qui sécrètent des tests siliceux magnifiquement ornementés. Parmi celles-ci, une espèce est particulièrement abondante dans les eaux polaires (Fig., p. 69). Après leur mort, leurs tests tombent dans les profondeurs et y forment la vase de diatomées, qui occupe environ 6,5 % des océans des hautes latitudes (Fig., p. 71). Voir aussi page 115 de la partie I.
Boue à radiolaires. — Les radiolaires sont des animaux microscopiques qui sécrètent des tests de silice aux formes et ornements remarquables (Fig., p. 70). Bien qu’on les trouve dans tous les océans, ils sont plus abondants et diversifiés dans les régions tropicales des océans Pacifique et Indien. La superficie de ces boues est réduite, représentant environ 3,4 % des océans. Murray indique que la boue à radiolaires peut être considérée comme une variété d’argile rouge contenant de nombreux squelettes de radiolaires (Fig., p. 71).
Le plancton vivant. — L’élément de vie primordial dans l’océan est le plancton, terme proposé par Haeckel pour désigner la vie flottant passivement dans les mers, un monde de minuscules êtres qui fait également partie de la vie pélagique. On peut le recueillir dans un filet à mailles très fines ; il apparaît alors comme une pellicule gélatineuse de couleurs variées, à l’odeur de poisson. La grande majorité du plancton est composée de plantes primitives (principalement des algues, fig. p. 69 et fig. 4 et 5, p. 154) [ p. 73 ] et d’animaux (principalement des foraminifères et des radiolaires, fig. pp. 68 et 70, et, à certaines saisons, des larves d’animaux supérieurs) de taille microscopique. C’est une microflore et une microfaune d’un intérêt fascinant, une société d’organismes bien équilibrée avec sa classe de producteurs de formes végétales synthétiques et sa classe d’animaux consommateurs. Elle est autosuffisante et indépendante de la terre, hormis pour les aliments chimiques et minéraux. On l’a décrite comme « les pâturages de la mer » et comparée à « l’herbe des champs ». Sa quantité et sa variété varient selon les lieux et les saisons, étant bien plus abondantes près des côtes et dans les eaux tempérées qu’en haute mer et dans les mers polaires.
Le plancton vit et se reproduit principalement dans les 90 premiers mètres des océans. Il est à l’origine de la majeure partie de la phosphorescence nocturne, car une grande partie remonte alors à la surface. « Il y a une cascade d’étincelles à l’avant, un flot d’étincelles tout le long de la surface, un tourbillon d’étincelles dans le sillage, et même là où les vagues se brisent, il y a du feu. Et ainsi de suite sur des kilomètres et des heures, ce n’est qu’une des mille manifestations de l’abondance de la vie » (Thomson). Le plancton constitue également la nourriture de la plupart des animaux vivant au fond des océans, collectivement appelés le benthos, et tous les animaux qui nagent librement en dépendent pour leur subsistance. En d’autres termes, le plancton est la source ultime de nourriture pour tous les animaux marins.
Le plancton intervient directement, mais peu en géologie en raison de sa nature très périssable. Indirectement, il contribue de manière importante en enrichissant les boues noires en carbone.
La vie dans les eaux abyssales glaciales. — Les eaux du fond des plaines abyssales sont partout obscures, glaciales et presque immobiles. De plus, la pression y est intense, l’oxygène rare, et en l’absence de barrières, la faune hautement spécialisée, principalement composée d’invertébrés, a migré de façon assez uniforme, quoique clairsemée, sur les fonds marins. Cette faune clairsemée est principalement constituée d’espèces aveugles, et lorsque les yeux sont encore fonctionnels, comme chez certains poissons, ils sont tellement agrandis qu’ils peuvent capter le moindre rayon de lumière. En effet, presque tous les invertébrés et poissons abyssaux sont phosphorescents, capables ainsi de « transformer les profondeurs obscures en un jardin magique ». Chez certains poissons, le corps entier brille, chez d’autres, on observe des rangées de minuscules points scintillants sur les flancs, ou encore des lueurs scintillantes sur la tête ou au bout de longs tentacules. D’autres possèdent de longs et délicats appendices pour se frayer un chemin au fond des abysses obscures.
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¶ Lecture collatérale
James Johnstone, Conditions de vie en mer. Cambridge (University Press), 1908.
Otto Keummel, Handbuch der Oceanographic. Deux tomes. Stuttgart (Engelhom), 1907 et 1911.
John Murray et Johan Hjort, Les profondeurs de l’océan. Londres (Macmillan), 1912.
Eudolph Ruedemann, L’existence et la configuration des continents précambriens. New York State Museum, Bulletin 239-240, 1922, pp. 65-152.
A. Agassiz, Contribution à la thalassographie américaine. Trois campagnes du vapeur Blake du U. S. Coast and Geodetic Survey dans le golfe du Mexique, dans la mer des Caraïbes et le long de la côte atlantique des États-Unis de 1877 à 1880. Bulletin du Musée de zoologie comparée, Harvard College, vol. 14 et 15, 1888.
C. Wyville Thomson, Le voyage du Challenger. Deux volumes. New York (Harper), 1878.
J. Walther, Allgemeine Meereskunde. Leipzig (Weber), 1893.
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