Mers&océans Les eaux marines.

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1 Mers&océans Les eaux marines

2 Propriétés de l’eau de mer
polarité de la molécule → possibilité d’interagir avec d’autres molécules polaires interaction moléculaire = première condition pour être un solvant;assemblage par liaisons électrostatiques 0°c 100°c énergie supp pr rompre liaison H ( -100°c et -80°c) Chaleur spé( J/KG/°C) et chaleur latente de fusion ( J/KG/°C) + forte de ts les corps  transfert de chaleur ds courants océaniques+ régulation de la température ( forte inertie pas de changemt brutaux) Chaleur latente de vap la +forte ( J/Kg/°C) rôle important ds transfert d’eau et de chaleur ds l’atm Viscosité la plus faible( Ns.m-²) ecoulemt facile pr = différence de P° Cste diélect (80-20°c) la + frote de ts les liquides  lessivage et précipitation chimique. La + forte conduction thermique de ts les liquide , transparence à la lumiere , abs ds IR et UV Pouvoir de solvant le plus important pour le nb de subt susceptibles d’être solubilisés que pr qté ( qui agmt la densité) Abaissement du pt de congélation( -1.9°c) pour une salinité de 35 %%  important ds formation de glace d’eau de mer Fusion glace : rupture de liaison H , tassemt molec ac diminution du v et augm de la densité, la glace flotte sur l’eau ; max densité eau à 4°c à p atm. Cette d dim ac la salinité est atteint au pt de congélation cad 1.9°c d’où le plongement des eaux polaires.

3 Composition de l’eau de mer
Les gaz dissous Solubilité ↓ qd T° ↑ & ac la salinité CO2 réaction sur l’eau pr donner de l’ HCO3- lui-même en équilibre ac les ions Bicarbonate et carbonate de l’eau de mer C° en gaz jouant un rôle biologique important (0+Co2) au détriment de l’N 62.1% N; O : 34.4% ;CO2: 1,8% Teneur en O et CO2 dpd des échanges ac l’atm et les fluctuations des métabolismes biologique dans le système océanique Eaux de surfaces sursat en O du fait des échanges avec l’atm et p° par la photosynthèse (p° primaire)

4 Oxygénation Métabolismes des organismes P°I //P°II
Loi de Henry : PP des gaz Oxygénation de surface : > Dpd de la latitude 7,5ml/l aux latt polaires (sursat) = échange entre atm/eau de mer et photosynthèse > respiration 4 à 5 ml/L à l’équateur >profondeur ZOM, photosynthèse /respiration Teneur en O et CO2 dpd des échanges ac l’atm et les fluctuations des métabolismes biologiques dans le système océanique Eaux de surfaces sursat en O du fait des échanges avec l’atm et p° par la photosynthèse (p° primaire) nCO2+nH20+énergie solaire  [C(H20)]n+n02 Respiration et oxydation de la matière organique consomment l’O2 Maximum de p° au printemps ds zones tempérés Photosynthèse ds partie superficielle uniquement besoin de lumière ( zone photique) tandis que respi et oxy à ttes les profondeurs  profondeur de compensation eq entre les 2, base zone photique entre 1-100m selon la transparence des eaux

5 ZOM En profondeur zone où respiration+oxydation>photosynthèse  niveau appauvri en O = ZOM, variable entre -500 et m Induite par stratif des eaux  stable au niveau de la thermocline qui limiterait les échanges verticaux dc les apports d’eaux riches en oxygène ↓ des temp, ↑augm densité  freine chute des particules organiques ds la colonne d’eau  oxydation ↑ O2 consommé Important pr la sed car peu d’organisme fouisseurs(↓O2), action sur le sed (bioturbation) très faible  sédiment laminés ( pas d’homogénéisation) et sombres ( richesse en mat organique qui n’est plus oxydée) Profondeur et amplitude varie au cours du tps : black shales, Crétacé inf :expansion et ↓ circulation océan  conditions anoxiques  conservation matière organique ds sédiments  roche mère du pétrole Oxygène dissous dans les eaux profondes est cependant très liée à la circulation océanique. Ds zone de formation des eaux profondes c° élevée Au fur et à mesure de la répartition sur le fond ↓ O par processus biochimiques (date age des eaux) Eaux profondes + oxygénées que eaux des profondeurs moyenne ou se dvp la ZOM P129

6 Dissolution des gaz dans les liquides: La loi de Henry
Les gaz peuvent diffuser: d'un liquide vers un milieu gazeux d'un milieu gazeux vers un milieu liquide A l’équilibre, la pression partielle d’un gaz en phase liquide correspond à la pression partielle d’un gaz en phase gazeuse. Et sa concentration sous forme soluble dans un liquide est directement proportionnelle à cette pression partielle. Concentration = Solubilité x Pression partielle Exemples : O2 dissous = Concentration O2 dans le sang x PpO2 = ml O2 / 100 ml sang / mmHg x PpO2 CO2 dissous = Concentration CO2 dans le sang x PpCO2 = 0.03 ml CO2 / 100 ml sang / mmHg x PpCO2

7 Température La température de l'eau varie en surface en fonction de la latitude et des saisons. Elle est en revanche remarquablement constante en profondeur et voisine de 0 °C à partir de m. La température remonte au voisinage du fond et des dorsales. La densité de l'eau augmente quand la température s'abaisse.

8 Niveau de l'eau Le niveau des océans a varié au cours des temps géologiques: ces variations eustatiques ont été reconstituées à l'échelle du globe et consignées dans un tableau, la "Charte de VAIL", d'après le nom de l'auteur qui a joué le rôle déterminant dans son élaboration. Les fluctuations sont attribuées aux variations de vitesse de génération de la croûte océanique et au volume des glaces polaires. Des variations du niveau marin de plus de 300 m ont été mises en évidence à l'Oligocène. La période actuelle est une période de remontée du niveau marin (fonte des glaces polaires) et on estime à 2 mm/an le taux de remontée eustatique. Une transgression généralisée correspond à une montée du niveau, une régression à une descente.

9 Apports solides Fleuves : sur 1 an 3.7Milliard de T
Vents : petites poussières ex: du Sahara Glaciers : qté faibles. Tillites = moraines fossiles, galet à facette striée Des galets lâchés = drop stones , galets à facette ,petits fragments rocheux emmener par un glacier continental Extraterrestre : tectites = « billes fondues », passage de comète , météorites,couche argileuse recouverte d’iridium  impact

10 Sels minéraux Apport rivières Sortie par sédimentation
Hydrothermalisme Compo très ≠ de celle de la croûte terrestre ms proches des êtres vivants  origine de la vie CaCO3 solubilité >> eau distillée 92 éléments bcp à l’état de traces et loin de la saturation Ca( sous forme de carbonates), le baryum (sous formes de sulfates), le fer , le manganèse (sous forme d’oxydes et d’hydroxydes) et le silicium( silice et silicates)  précipitation ou bioprécipitation  sédimentation Les autres entraînés par coprécipitation

11 Eau de mer,eau douce C° en sels des eaux de pluies <<rivières (*17) << eau de mer ( *300) Balance ionique ≠  rivières : carbonatée et siliceuse et eau marine : chlorurée et sodique.  eau de mer pas simplement c° eaux de pluie Tps de résidence océanique d’un élément chimique est le rapport entre la masse totale de l’élément dissous ds l’océan et le taux annuel d’apport ou sortie Tps au cours duquel l’élément reste en solution avant d’être entraîner en solution. Éléments majeures tps long Élément mineures tps court

12 Origine et régulation de la salinité
On croyait que l’origine provenait du lessivage de la cc ms pb niveau des compositions Hypothèse de l’origine cosmique de la salinité = dégazage manteau, dissolution des gaz Lessivage de la ct et océanique (hydrothermalisme)  modif mineures et R° du système Système chimique en équilibre dynamique où les entrées et le sorties d’eau et de sels minéraux se compensent Hydrothermalisme + 50% Mg et 10-20% Ca Chimiostratigraphie  fluctuations chimiques au cours du tps enregistrés ds les sédiments ++ si expansion océanique  fluctuations chimique et de salinité : révélateur de l’activité interne de la planète( expansion et hydrothermalisme) et phénomène externe ( érosion, sed,évolution biologique et climat)

13 Hydrothermalisme sous marin
Les sources d’eaux chaudes: fumeurs noirs qui émettent à plus de 350°c des panaches chargés de minuscules particules de sulfures fumeurs blancs dont les panaches sont plus froides °c sont chargés de sulfates et baryum Les oasis de vie :écosystèmes inhabituels liées a ces sources. P° primaire ne dpd pas de la photosynthèse mais chimiosynthétique de bactéries symbiotes qui utilisent les p° émis ds les panaches (sulfures,CH4,NH4 ou H2) = bivalves géants à chair rouges, vers tubicoles. Synthèse de composés organiques  1ers êtres vivants ?

14 Infiltration lente T° = 1-2°c Ph= 7,9  oxydation

15 Aspect hydrogéologique
Pas seulement au niveau des dorsales 1/3 co concernée Recyclage de l’€ de l’eau de mer en 8-10Ma Jusqu’à des profondeur de 5km ( études basaltes et ophiolites) Grâce à porosité et fractures de la croûte : surface relativement gde pour le syst desc. Syst asc + concentré  débit important aux évents Hydrothermalisme de marge active et marge passive ; communauté chimiosynthétique et hydrothermalisme de Bt°

16 Processus chimiques associés
Transfo chimiques de l’eau de mer, lessivages de certains éléments et incorporation d’autres dans des minéraux de transformation ou néotransformation Migration de p° volatils ( 3He,S, CH4) issus de chambres mg sous jacentes  dorsale = lieu de dégazage privilégié du manteau Totalité du Mg et sulfates de l’eau  roche (poudre de basaltes) et ajout de qté importante de K,Ca et Si par lessivage Échanges importants, comparaison des teneurs moyennes des sources hydrothermales et eau de mer. Na lessivé Eau hydrothermales ss Mg  minéraux magnésiens métamorphiques Si t° > 150°c K+ ds eau si < ds roches Enrichissement des fluides en Si, précipitation si temp ou p° chutent Quartz Sulfates  sulfure et une partie précipite sous forme de CaSO4& se combinent à d’autres métaux  édification des cheminées Fe et Mg soluble sous c° acide et réductrices des sources , Fe peut se sub au Mg croûte enrichie en Fe Rapport 87Sr/86Sr<<< eau de mer et appauvris en 18O et enrichi en 3H  traceur Enrichi en Mn = traceur 1/3 chaleur p° par création lithosphère est absorbée par la circulation hydrothermale et mi de tonnes d’eau de mer circulent par /par la croûte Rôle fondamental d’échangeur thermique et géochimique entre le manteau et l’écorce

17 Couleur et transparence de l’eau de mer
Ciel Quantité de plancton Particules minérales en suspension: pénètrent +ou- profondément et réchauffent +/- Couleur bleue: diffusion de la lumière dans molécule d’H20(O) Vert: diatomées (chloroplastes), vie très intense Orangé rouge : dinoflagellés : pigment de teinte rouge ++ = zone intertropicale

18 Variétés et origine du matériel marin
Fraction biogène: par MO base carbonatée et silliceuse = PF et talus Bioclastique : tous ce qui provient des débris d’animaux , surtt vers rivage Fraction détritique: ts ce qui est hérité du continent, tous ce qui résultent de l’érosion: pluviatile et glaciaire, disposition selon g° + proche du rivage et hauteur eau= Argile et Q Fraction éolienne: ts ce qui est apporté par les vents et tombe ds le domaine océanique, sédimentation fonction circulation masse d’air ( climat, lat ,taille éléments) Fraction volcanique: dpd du style du volcan, distribution des cendres ,zircon Fraction cosmique: externe : météorites/comètes : tectites : datation U Fraction authigène: corps nouveaux composés qui sont fabriqués au sein du ml marin : hydrothermalismes (volcans et fumeurs noirs/blancs)

19 Zone aphotique La zone aphotique est la zone d'un lac ou d'un océan comprise entre la profondeur à partir de laquelle la photosynthèse n'est plus possible jusqu'à la profondeur où la lumière naturelle est nulle. Certains scientifiques la définissent simplement comme la zone qui n'est pas exposée à la lumière. Cette profondeur peut être grandement affectée par la turbidité saisonnière. La zone aphotique se situe généralement en-dessous de la zone photique, partie de l'océan où la lumière pénétrante permet la photosynthèse. Les organismes de la zone aphotique dépendent directement ou indirectement de plus petits organismes, tel le plancton de la zone photique. Le terme aphotique vient du grec φοτος (photos soit lumière) et la première lettre a signifie sans. La zone aphotique peut être décrite simplement comme une zone aquatique sans lumière.

20 Zone photique La zone photique est la zone comprise entre la surface et la profondeur maximale (d'un lac ou d'un océan) exposée à une lumière suffisante pour que la photosynthèse se produise. La profondeur de la zone photique peut être grandement affectée par la turbidité saisonnière. Elle s'étend jusqu'à une profondeur à laquelle l'intensité lumineuse résiduelle correspond à 1% de celle en surface (également appelée profondeur euphotique). Sa taille dépend de l'étendue de l'atténuation lumineuse dans les colonnes d'eau. Typiquement, la profondeur euphotique varie de plusieurs mètres dans les estuaires turbidiques jusqu'à environ 200 mètres en haute mer. La zone photique est la seule zone aquatique où la productivité marine primaire (algues, phanérogames) existe, à l'exception de la productivité abyssale (turbine hydrothermale) le long des rifs océaniques. La profondeur de cette zone est généralement proportionnelle au niveau de productivité primaire. La transparence de l'eau, qui affecte la zone photique, est simplement mesurée avec un disque Secchi. Le terme photique vient du grec φοτος (photos soit lumière) , la zone photique pouvant être décrite simplement comme une zone aquatique où baigne la lumière.

21 Zone pélagique Diagramme des couches de la zone pélagique
La zone pélagique est la partie des mers ou océans comprenant la colonne d'eau, i.e les parties autres que les côtes ou le fond marin (la plaine abyssale). Par opposition, la zone démersale comprend l'eau proche des côtes ou du fond marin. Le nom provient du grec πέλαγος (pélagos), qui peut se traduire par "haute mer".

22 La zone pélagique est divisée en sous-zones, suivant des différences dans leurs caractéristiques écologiques (qui est sensiblement fonction de la profondeur marine) : Épipélagique (de la surface jusqu'à 200 mètres) - Espace où la lumière est suffisante pour permettre la photosynthèse, les plantes et animaux étant largement concentrés dans cette zone. Cet espace est aussi appelé zone euphotique. Mésopélagique (entre 200 et 1000 mètres) - La lumière arrivant à pénétrer ces profondeurs est insuffisante pour la photosynthèse. Le nom vient du grec μέσον, milieu. Cet espace est aussi appelé zone aphotique. Bathypélagique (entre 1000 mètres et 4000 mètres) - À cette profondeur, l'océan est presque entièrement sombre (avec simplement les organismes bioluminescents). Il n'y a pas de plantes vivantes et la plupart des animaux survivent en consommant la neige marine des détritus tombant des zones au-dessus, ou par la chasse d'autres organismes. Les calamars géants vivent à cette profondeur, où ils sont chassés par le cachalot. Le nom vient du grec βαθύς (bathys), profond.

23 Abyssopélagique (de 4000 mètres jusqu'à la crôute océanique) - Aucune lumière quelle qu'elle soit ne pénètre à cette profondeur. La plupart des êtres vivants sont aveugles et albinos. Le nom vient du grec άβυσσος (ábyssos), abysse, signifiant "sans fond" (dans les temps anciens, on croyait que l'océan était sans fond). Hadopélagique (les profondeurs des failles océaniques, jusqu'à mètres) - Le nom dérive de Hadès, dieu de la mythologie grecque régnant sur le monde souterrain. Cette zone est en très grande partie inconnue et très peu d'espèces y ont été répertoriées.

24 Les zones épipélagiques et mésopélagiques (sujet à caution) forment la zone photique. Les zones restantes (plus profondes) appartiennent à la zone aphotique Les zones bathypélagique, abyssopélagique et hadopélagique sont très similaires et certains biologistes marins ne parlent alors que d'une seule zone ou considèrent les deux dernières comme identiques. D'autres définissent la zone hadopélagique en dessous de 6000 mètres.

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26 Cycle du carbone Cf. chapitre le cycle du carbone

27 Le domaine marin

28 GENERALITES 1. Le domaine marin est défini par opposition au domaine continental. Il comprend les océans et mers recouvrant en grande partie une croûte océanique (Atlantique, Méditerranée...) et les mers épicontinentales sur croûte continentale (Mer du Nord par exemple). Leurs traits les plus caractéristiques sont l'étendue de leur surface et la salure de leur eau. Le domaine marin couvre près des 3/4 de la surface du globe. Sa salinité est assez homogène et voisine de 36 pour mille. La distance au continent et la profondeur de l'eau permettent de définir plusieurs zones caractérisées par leur hydrodynamisme et leur type de sédimentation.

29 2. MORPHOLOGIE DES OCEANS
Les fonds océaniques sont maintenant bien connus grâce aux progrès des techniques de sondage et les plongées à grandes profondeurs. Trois grandes régions morphologiques sont distinguées, les marges, les bassins et les dorsales

30 2.1 Les marges océaniques Ce sont les limites du domaine marin; elles sont encore appelées marges continentales. Selon leur structure, on distingue les marges passives, ou stables, et les marges actives. Les marges passives comprennent une plate-forme littorale peu profonde, 200 m au maximum, d'une largeur de plusieurs dizaines, ou centaines, de km et qui correspond au prolongement du continent en mer. Cette partie est trés accessible à l'homme et présente un intérêt considérable: zone de pêche, exploitation des gisement d'hydrocarbures. La plate-forme est bordée par une partie en pente (5° environ),le talus continental, qui descend jusqu'à plusieurs milliers de mètres de profondeur et qui est relié au fond du bassin océanique par un glacis en pente plus douce; sur ce glacis s'accumulent les matériaux apportés de la plate-forme par les courants de turbidité. Les marges passives sont constituées de croûte continentale découpée en blocs basculés disposés en marches d'escalier.

31 Les marges actives sont étroites et fortement pentées.
La plate-forme continentale est réduite à quelques centaines de mètres le talus continentale plonge jusqu'à plus de 5000 mètres pour aboutir dans une fosse océanique qui borde le continent. Cette zone est tectoniquement trés active (séismes, volcans); elle correspond à une zone de subduction. La sédimentation est représentées par des matériaux apportés notamment par les courants de turbidité qui sont soumis à la compression et forment un prisme d'accrétion.

32 2.2 Les bassins océaniques
Ce sont de vastes étendues plates situées à environ 5000 m de profondeur et appelées encore plaines abyssales. La sédimentation y est faible par rapport à celle des marges. Le fond est constitué de croûte océanique. Des reliefs, d'origine volcanique, accidentent les plaines abyssales.

33 2.3 Les dorsales océaniques
Ces chaînes sous-marines occupent généralement la partie médiane des océans (d'où leur nom de rides médio océaniques). Elles sont le lieu de production de la croûte océanique.

34 3.4 Hydrodynamisme L'eau des océans est agitée par divers types de mouvements qui sont dûs au phénomène de la marée, à l'action des vents créant des vagues, aux différences de température et de densité qui déterminent les déplacements en masse des grands courants océaniques. a)Les marées Les marées sont des variations du niveau des mers provoquées par l'attraction de la lune et du soleil. Les marées ont une amplitude maximale quand la lune et le soleil ajoutent leur action au moment de la pleine et de la nouvelle lune ("marées de vives eaux"). Elles sont minimales quand les actions des deux astres se contrarient ("marées de mortes eaux"). L'action de la lune est dominante, l'attraction du soleil ne représente que 45% de celle de la lune: les marées suivent le cycle lunaire, soit 29 jours environ, pendant lequel il y a deux périodes de vives eaux et deux de mortes eaux.

35 Les forces à l'origine des marées
Les marées hydrographiques sont le résultat de l'application de deux forces sur la Terre : Une force d'attraction gravitationnelle d'une part, exercée par un astre comme la Lune ou le Soleil. Cette force est plus intense si l'astre en question est proche de la Terre et sa masse importante. Une force centrifuge d'autre part, liée à la rotation de la Terre sur son orbite, et qui s'exerce de manière identique en tout point du globe. Théorie statique des marées Si l'on considérait la surface de la Terre comme parfaitement sphérique et recouverte d'eau, elle prendrait alors la forme d'une ellipsoïde dont l'axe serait dirigé vers l'astre générant la marée. On observerait alors des marées dont les pleines et basses mers auraient lieu deux fois par jour et toujours à la même heure. On appelle cette situation la marée statique. Pourtant, cette marée idéale n'est jamais obtenue. En effet les masses d'eau déplacées lors des marées conservent une certaine inertie, et la surface de la Terre présente de nombreux obstacles aux océans, comme des talus continentaux, ou des variations de profondeur. Les marées s'en trouvent alors accélérées ou au contraire freinées, et l'on observe ainsi, au fil des marées, des différences de marnage et de fréquence selon les régions.

36 Le phénomène des marées est généré par la Lune et le Soleil.
Les actions de ces deux astres peuvent donc, en fonction de leurs positions relatives, s'ajouter, créant des marées plus importantes, ou se contrarier, créant alors des marées plus faibles. Les variations de hauteur d'eau sont conditionnées en priorité par les phases de la Lune :                                                     

37 Le Soleil, la Lune et la Terre sont alignés, les forces s'additionnent, les marées sont importantes.
Le Soleil, la Lune et la Terre forment un angle droit, les forces se contrarient, les marées sont faibles. Lorsque le marnage passe par un maximum, la marée est dite de vive-eau. Elle correspond aux phases de nouvelle et de pleine Lune appelées syzygies. Elle s'explique par les effets conjugués de la Lune et du Soleil. A l'inverse, lorsque le marnage passe par un minimum, la marée est dite de morte-eau. La lune en est alors à ses premiers et derniers quartiers, appelés quadratures. En résumé, à chaque pleine Lune et à chaque nouvelle Lune, environ tous les quinze jours, les amplitudes de marées passent par un maximum. A chaque premier et dernier quartier, les amplitudes de marée passent par un minimum.

38 Age de la marée On remarque parfois que les marées de vives-eaux et de mortes-eaux ont lieu avec un temps de retard par rapport aux syzygies et aux quadratures. Ce retard est appelé l'âge de la marée. Les masses d'eau déplacées par les flux et reflux gardent en effet une certaine inertie, et ne peuvent donc s'accorder parfaitement avec la position de la Lune. Ce retard s'étend généralement de deux à cinq jours.

39 Pendant 6 heures environ la mer monte;
La masse d'eau oscille selon une période correspondant à la moitié d'un jour lunaire qui est d'environ 24 heures 50 minutes. Pendant 6 heures environ la mer monte; elle reste étale pendant quelques minutes (marée haute); puis elle redescend pendant 6 heures, reste étale (marée basse), et le cycle recommence (cycle semi-diurne). Dans certaines régions, le cycle est diurne (un cycle de marée par jour dans le golfe du Mexique). L'amplitude des marées, ou marnage, varie selon les lieux et les masses d'eaux mises en mouvements. Le marnage est faible en haute mer, il augmente sur les côtes surtout par phénomène de résonance il est faible dans les mers, fort dans les océans plus vastes. Les côtes sont dites microtidales quand le marnage est inférieur à 2m (cas de la Méditerranée) mésotidales pour des valeurs comprises entre 2 et 4 mètres macrotidales pour des valeurs supérieures. Le marnage dépasse 10 mètres en baie de Somme, il atteint 12 mètres dans la baie du Mont Saint Michel. Les marées déterminent des courants côtiers alternatifs qui se propagent sur la plate-forme dans un sens quand la marée monte (courant de flot) et dans le sens opposé quand elle descend (courant de jusant). En général, la vitesse du courant dépend du marnage, de la profondeur et de la forme des côtes.

40 On appelle marnage la différence de hauteur d'eau entre une pleine mer et une basse mer successive. Si, pour prendre un exemple, vous décidez d'aller prendre un bain de pieds à marée basse, le marnage correspond à la hauteur d'eau qui vous recouvrirait si vous restiez là jusqu'à la prochaine marée haute. La variation du marnage s'organise en 2 périodes : La période de vive-eau, où le marnage est le plus fort. La période de morte-eau où le marnage l'est le moins. Des marnages différents Les marnages peuvent être très différents d'une zone à l'autre, même si ces zones sont géographiquement peu éloignées. Ils dépendent principalement de 2 facteurs : Un premier facteur, astronomique, c'est à dire fonction de la position des astres, dont nous parlerons un peu plus tard. Un second facteur lié, lui, à la configuration du bassin. L'onde provoquée par la Lune va ainsi devoir se frayer un chemin parmi les continents, les détroits, les côtes de presqu'îles, les hauts fonds... L'onde va donc être affaiblie ou au contraire renforcée, ce qui aura une influence importante sur le marnage. Par ailleurs, la rotation de la Terre a également une incidence sur ce marnage, puisqu'elle modifie la propagation des ondes crées par les astres " voisins " de la Terre. Quelques exemples Le 17 avril 1999, le marnage à St Malo atteignait 12,75 mètres alors qu'au même moment il valait 8,9 mètres à l'Aber Wrac'h au nord-ouest du Finistère et 6,3 m à Cherbourg (Nord-cotentin.) Le plus grand marnage observé dans le monde concerne la baie de Fundy, au Canada. Il y atteint en effet la valeur record de 16 mètres, alors qu'en France, dans la baie du Mont St Michel, on dépasse rarement les 13 mètres.

41 Les grands types de marées
Ceux-ci sont différentiables selon deux critères : Les importances relatives des composantes diurnes et semi-diurnes de la marée. L'emplacement géographique du phénomène étudié. Nous verrons plus tard les marées varient effectivement en fonction de la position géographique. Type diurne A l'inverse des marées de type semi-diurnes, on parle de marées diurnes lorsque les composantes semi-diurnes sont négligeables devant les composantes diurnes. On observe alors une pleine mer et une basse mer par jour. Type semi-diurne On parle de marées de type semi-diurnes lorsque les composantes diurnes sont négligeables devant les composantes semi-diurnes. Il y a alors deux pleines mers et deux basses mers par jour, d'importances sensiblement égales. Ce type de marée est prépondérant en Atlantique et en Manche. On associe d'ailleurs à ces zones un coefficient de marée, calculé pour le port de Brest. Type semi-diurne à inégalité diurne Il s'agit d'un cas intermédiaire entre les deux types de marées présentés précédemment. Aucune des composantes n'est négligeable, elles ont toutes deux leur importance quand au calcul du spectre. Il y a alors deux pleines et basses mers par jour, dont les hauteurs peuvent être très différentes. Type mixte Ici encore, il s'agit d'un cas intermédiaire, dans lequel les composantes diurnes sont très importantes. Deux cas se présentent : Soit la Lune est à l'équateur, et on constate alors deux pleines mers et deux basses mers par jour. Soit la déclinaison de la Lune est à son maximum. Dans ce cas, on observe une pleine mer et une basse mer.

42 b) Les vagues Les vagues correspondent à l'oscillation de la surface de l'eau sous l'action du vent. Leur longueur d'onde varie de quelques mètres à plusieurs centaines de mètres. Leur amplitude atteint plusieurs dizaines de mètres pendant les grandes tempêtes (cas de la Mer du Nord). Les vagues en haute mer ne produisent pas de déplacement latérale de l'eau mais seulement un mouvement alternatif dans le plan vertical. Ce phénomène oscillatoire peut se propager trés loin. Les vagues n'ont alors plus de relation avec le vent qui reste local: on parle de houle. La houle peut parcourir des milliers de km: les fortes houles des côtes atlantiques d'Europe et d'Afrique prennent naissance sur les côtes américaines. A proximité des côtes, les vagues se déforment et induisent la formation de courants. Lorsque le front d'onde des vagues est oblique par rapport à la ligne de côte, il apparaît par reflexion un courant parallèle à la côte appelé la dérive littorale.

43 c) Les grands courants océaniques
la conjonction de nombreux facteurs: action des vents alizés qui entraînent la couche d'eau superficielle, intervention de la force de Coriolis due à la rotation de la terre, différence de température et de salinité des masses d'eau polaires et équatoriales... La dérive nord atlantique ou Gulf stream est un courant chaud qui traverse l'Atlantique nord d'ouest en est. De plus, une lente dérive des eaux océaniques affecte l'ensemble des océans (circulation thermohaline). Les déplacements d'eau verticaux ou obliques ont une grande importance sur la répartition et le développement des organismes. La remontée des eaux froides de la profondeur vers la surface constitue l'up-welling; cette remontée apporte une grande quantité de nutriments et favorise la productivité biologique. Les zones d'upwelling au large des côtes de Mauritanie constituent une zone de pêche convoitée (sardines...)

44 4. FACTEURS BIOLOGIQUES 4.1 Répartition des organismes
Les organismes animaux et végétaux vivent en pleine eau ou sur le fond. Les micro-organismes flottant près de la surface constituent le plancton (zooplancton et phytoplancton). Les animaux nageurs forment le necton. Les êtres vivant sur le fond forment le benthos; on parle d'épifaune pour les animaux vivant à la surface du sédiment. d'endofaune pour ceux vivant à l'intérieur. L'activité des organismes laisse des traces sur et dans le sédiment qui peuvent être conservées après lithification: ce sont les traces fossiles ou ichnofossiles.

45 4.2 Rôle des organismes Les plantes supérieures du benthos littoral et le phytoplancton dégagent de l'oxygène par photosynthèse et enrichissent de ce gaz la couche d'eau superficielle. Le zooplancton et le necton , et les organismes chlorophylliens en l'absence de lumière, sont des consommateurs d'oxygène par respiration. Il s'établit un équilibre biologique dans la masse d'eau. Il faut ajouter au niveau du benthos l'activité généralement réductrice des bactéries qui décomposent la matière organique accumulée en produisant du méthane et du sulfure d'hydrogène; on aboutit dans certains cas à des conditions anaérobiques peu favorables au développement des organismes.

46 Lorsque les substances nutritives sont anormalement abondantes, les organismes prolifèrent, l'oxygène disponible est surconsommé et le milieu s'eutrophise; l'anoxie entraîne la mort des animaux. L'eutrophisation est généralement le fait de l'homme qui déverse ses déchets dans l'eau; elle a d'abord été observée dans les lacs; elle existe maintenant dans les estuaires. En Baie de Somme, la pollution , due probablement aux engrais copieusement déversés dans les terres agricoles et aux rejets des stations d'épuration, produit la prolifération du phytoplancton, surtout des Dinoflagellés; l'eau devient brune, pauvre en oxygène; la matière organique s'accumule et se décompose sur le fond; les bivalves du benthos meurent et leurs coquilles s'accumulent en une thanatocénose.

47 Les organismes du plancton et du benthos peuvent prélever certains ions et les combiner dans leur coquille, test ou squelette. C'est le cas pour les phosphates de calcium, la silice et surtout le carbonate de calcium. A la mort des organismes, ces corps s'accumulent sur le fond ou sont redissous dans l'eau de mer. Les organismes sont les principaux pourvoyeurs de calcaire dans les milieux de sédimentation. Les organismes fournissent également la matière organique aux sédiments marins. Cette matière est autochtone dans les bassins océaniques: elle provient de la décomposition des êtres du benthos, necton et surtout plancton. A proximité des côtes s'ajoutent les débris organiques issus du continent. Sa quantité est importante en cas d'anoxie.

48 Enfin, les organismes jouent un rôle sur l'hydrodynamisme du milieu et le déplacement des particules. Les organismes du benthos produisent souvent des sécrétions qui agglomèrent les grains du sédiment (tube des annelides fouisseurs, byssus des moules...)Lorsqu'ils sont nombreux, ils peuvent former un véritable feutrage qui indure la surface du sédiment: en Baie de Somme, les sables fins sont localement fixés par des tubes d'annelides. En milieu littoral, les plantes supérieures et les algues fixés sur le fond diminuent l'agitation de l'eau et favorisent le dépôt des particules. Les organismes constructeurs édifient de véritables barrières qui cassent la force des vagues et isolent des milieux calmes (exemple des coraux). 

49 2. MORPHOLOGIE DES OCEANS

50 1. LES MILIEUX LITTORAUX Le littoral comprend la ligne de côte et une bande immergée de largeur variable dont la profondeur est inférieure à 200 mètres et qui correspond à la plate-forme littorale. La ligne de côte comprend les plages, les falaises et la partie du continent soummise plus ou moins directement à l'action de la mer: dunes littorales, marais côtiers, estuaires... La nature de la sédimentation littorale, ou néritique, dépend essentiellement des apports détritiques du continent et de la productivité biologique, ces deux facteurs dépendant eux-mêmes de la latitude et du climat. Dans les régions tempérées et froides, les matériaux détritiques dominent; leur composition est surtout siliceuse: on parle de sédimentation silico-clastique. Dans les régions chaudes nombreux sont les organismes qui fixent le carbonate de calcium ; à leur mort, les éléments carbonatés s'accumulent au point de constituer la matière principale du sédiment: on parle de sédimentation littorale carbonatée Cette dernière fera l'objet du chapitre suivant. Les estuaires, deltas et lagunes seront étudiés dans des chapitres distincts .

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52 2. LA LIGNE DE COTE 2.1 Les côtes rocheuses
Les côtes rocheuses et escarpées bordant des mers agitées sont des domaine d'érosion ou du moins d'absence de sédimentation. Les matériaux arrachés sont emportés par les courants littoraux puis s'accumulent dans des "rentrants" protégés de la côte. L'action propre de l'hydrodynamisme marin est important sur les roches tendres. Les îles volcaniques constituées de cendres sont rapidement érodées par les vagues: dans les îles Lipari, le Vulcanello, petit volcan dont l'activité est historique, a déjà perdu la moitié de son cône. L Les organismes participent à l'érosion des côtes: les mollusques lithophages, certaines annelides, perforent les roches dures. Des vers, des crustacés, des bivalves creusent desterriers dans les sédiments meubles. La mer agit également par voie chimique; au dessus du niveau de la mer apparaissent des cavités de dissolution surtout importantes dans les roches calcaires et qui sont dûes à l'action des embruns chargés de sels. Ces cavités ou taffoni, quand elles sont nombreuses, confèrent à la roche une structure alvéolaire déchiquetée commune sur les côtes atlantiques marocaines. Les algues participent également à la destruction chimique. L'érosion continentale ajoute son effet à celle de la mer. Le recul des falaises crayeuses du Pays de Caux est en grande partie due à l'action de la pluie et du gel qui minent la falaise et provoquent son éboulement. La mer déblaie les matériaux éboulés, dégage les silex et les usent en galets. Les galets sont entrainés vers le nord par le courant littoral et déposés jusqu'à la baie de Somme; ils constituent des plages particulièrement inconfortables.

53 2.2 Les plages Les plages sont des lieux d'accumulation de sables, plus rarement de galets, situés le long du rivage. Le déferlement des vagues génèrent des courant locaux qui produisent le déplacement des sables et leur accumulation en une barre de déferlement, quelquefois plusieurs, parallèle au rivage

54 a)Origine des matériaux
Les sables proviennent généralement du continent; ils sont apportés par les fleuves dans les estuaires et les deltas puis dispersés le long du littoral par les courants: c'est le cas des plages de Vendée (Loire) et de Camargue (Rhône). Néanmoins, ils peuvent provenir du remaniement par la mer de sables littoraux: au cours d'une tempête, les vagues et les courants peuvent exporter des pans entiers de plage et déposer le sable plus loin. Aux éléments terrigènes s'ajoutent des éléments calcaires provenant de la destruction des coquillages. Certains sables de plage viennent de l'érosion sous-marine des sables de la plate-forme: le sable des plages picardes au Nord de la Somme ont pour origine les sables éocènes du fond de la Manche. Les galets sont également apportés par les fleuves. Par rapport aux sables, leur dispersion le long de la côte est plus faible et ne dépassent guère que quelques kilomètres depuis l'embouchure. Certains galets proviennent de l'usure même de la côte (cas des galets de silex); ceux du Pays de Caux sont déplacés de plusieurs dizaines de km le long de la côte vers le Nord.

55 b)Zonation Le balancement des marées et l'énergie des vagues délimitent un certain nombre de zones d'hydrodynamisme différent dont les noms varient selon les auteurs et le type de sédimentation (Figure 7-1). Schématiquement, l'hydrodynamisme est maximal dans la zone déferlement, les sédiments déposés sont grossiers (sables, galets). En direction du large l'hydrodynamisme diminue et la taille des matériaux également.

56 2.3 Les vasières Dans les parties protégées du littoral, l'hydrodynamisme est plus faible et les particules fines se déposent; les estuaires et les fond de baies présentent ces caractères: Baie du Mont St Michel, Baie de Somme, Estuaire de la Gironde, Bouches de l'Escaut, de la Meuse et du Rhin. La morphologie est particulière; deux zones sont distinguées aux Pays Bas. * Le schorre est la zone supratidale; ce sont des marécages garnis de végétation herbacée et parcourus de chenaux tidaux . Il s'y dépose un sédiment silto-argileux laminé, riche en matière organique appelé tangue dans la Baie du Mont St Michel. La sédimentation est souvent plus grossière dans les chenaux (sables) et montre une alternance de lamines sableuses et de lamines silto-argileuses correspondant à l'action d'un courant fort, en général le flot, et d'un courant plus faible, en général le jusant. Ces couplets de marée ("tidal bundles") sont caractéristiques des milieux marins tidaux. * La slikke contient la vase de la zone intertidale. Les organismes fouisseurs sont nombreux (annélides, bivalves). Elles est traversée par des chenaux à courant de jusant où se déposent des dépôts sabloneux à structures hydrodynamiques traduisant la cyclicité des marées.

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58 LA PLATE-FORME C'est le prolongement au large de la zone subtidale.
L'hydrodynamisme peut y être fort: oscillation et succion sur le fond des vagues, érosion et dépôt par les courants de marées. De plus, pendant les tempêtes, apparaissent des courants "géostrophiques" provoqués par le reflux en profondeur de la masse d'eau poussée par les vents en direction des côtes; le déplacement de l'eau se fait d'abord perpendiculairement à la ligne de rivage, puis la force de Coriolis dévie le mouvement vers la droite dans l'hémisphère nord.

59 Selon la vitesse des courants le fond est érodé ou des sédiments s'y déposent. Ce sont principalement des sables. Les formes principales d'accumulation sont des rubans sableux longitudinaux, des dunes, des mégarides ou vagues sableuses, des rides.

60 Sur les côtes atlantiques nord-américaines, les accumulations sableuses sont dues aux courants de tempête; elles sont disposées en barres obliques par rapport au rivage. Dans la Manche, les courants de marée sont déterminants; leur vitesse atteint 1 m/s; ils changent périodiquement de sens mais effectuent un circuit de telle sorte que les figures sont souvent unidirectionnelles. En Mer du Nord on trouve des corps sédimentaires alongés, les "bancs", de plusieurs dizaines de km de long pour une hauteur atteignant 40 m, qui portent des mégarides et des rides (exemple Dogger Bank).

61 Dans les zones plus profondes de la plate-forme et dans les mers picontinentales, l'hydrodynamisme plus faible peut favoriser la stratification de l'eau et l'anoxie. Les débris organiques s'accumulent et sont réduits. Des accumulations de débris phosphatés se produisent actuellement au large des côtes de Namibie. Le dépôt de matière organique réduite et d'argile donne des sédiments noires qui évoluent plus tard en "black shales". Dans les sables accumulés sur les plate-formes se forme un silicate d'alumine proche de l'illite, la glauconie.

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63 4. ROCHES DETRITIQUES D'ORIGINE LITTORALE
4.1 Faciès et structures Les sables donnent des grès à structures de courant souvent bidectionnelles; les litages sont plans parallèles, plans faiblement obliques, en auge et entrecroisés. Les grains sont usés et bien classés; la matrice est faible. Dans les séries anciennes on trouve souvent des grès à structures en mamelon (hummocky cross stratification) comportant des lamines convexes et d'épaisseur variable. Ces structures sont rapprochées des mégarides actuelles; elles caractérisent des milieux soumis à l'énergie des vagues (dépôts de tempête ou tempestites). Les dépôts des vasières littorales donnent des siltites et shales généralement noires, rouges après oxydation dia- ouépi-génétique, et riches en bioturbations ou débris de coquilles.

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65 4.2 Quelques exemples Les roches détritiques littorales sont abondantes dans les séries géologiques: de nombreuses formations gréseuses sont d'anciens sables de plage ou de plate-forme. Citons à titre indicatif: * Tertiaire: la molasse marine de la plaine suisse montre des cycles de marée. * Trias: les quartzites blanches du Briançonnais possèdent de nombreuses figures hydro-dynamiques rencontrées sur les plate-formes. * Dévonien: les Grès de Vireux de l'Ardenne sont d'anciens sables de plage. * Ordovicien: les Grès Armoricains présentent des structures en mamelon caractéristiques des plate-formes soumises aux tempêtes. Les "schistes carton" du Jurassique du Bassin Parisien sont des black shales de plate-forme anoxique.

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67 LE TALUS ET LE GLACIS 1.1 Structure
 Le talus borde l'extrémité distale de la plate-forme. Il est généralement entaillé par des canyons sous-marins par où transitent les matériaux qui sont épandus sur le glacis et la plaine abyssale.

68 1.2 Transport des matériaux
Les matériaux proviennent de la plate-forme: les détritiques issus du continent ou les carbonates de la production biologique s'y accumulent ; tout déséquilibre déclenche un déplacement gravitaire vers le glacis. Les mouvements gravitaires sont de plusieurs types.   Eboulement de blocs et panneaux (éboulis sous-marins); fréquemment observés sur les pentes récifales. Les éléments se retrouvent dispersés dans les sédiments profonds; on les appelle olistolites quand ils sont petits, klippes sédimentaires quand ils sont grands (centaines de mètres). Glissement en masse de sédiments en voie de lithification, souvent à la faveur de failles listriques; l'ensemble reste cohérent mais se déforme en produisant des convolutes (ondulations décimétriques) ou des slumps (plis métriques). Coulées de débris: écoulement de blocs portés par une matrice abondante; produit un dépôt en vrac comme dans les coulées de débris continentales. Courant de turbidité: nuage d'eau chargée de matériaux de la taille des graviers, sables et argiles. Ces déplacement de matériaux produisent une érosion plus ou moins notable du talus.

69 1.3 Courants de turbidité La majeure partie des matériaux est transportée par ce mécanisme. Les courants se déplace grande vitesse, plusieurs dizaine de km/h et parcourent plusieurs dizaines de km. Ils produisent une érosion par aspiration à l'avant puis un dépôt après leur passage. Les plus gros éléments sont déplacés sur le fond par traction, les autres particules restent en suspension.

70 1.4 Cône sous-marin profond
Les matériaux transportés par courant de turbidité s'accumulent en bas du talus pour former un éventail sous-marin nommé encore cône bathyal ("deep sea fan"). Les courants suivent des chenaux, les dépôts forment des lobes. Les éléments grossiers se déposent en amont, dans la partie proximales du cône les particules fines en aval, dans la partie distale.

71 1.5 Séquence turbiditique
 Les sédiments déposés par un courant de turbidité, ou turbidites, se déposent en fonction de la diminution de vitesse de l'eau en une suite d'intervalles formant la séquence de Bouma. A la base se trouvent les éléments grossiers (graviers, fragments d'argile prélevés au sommet de la séquence précédente); au sommet se décantent les particules fines. La séquence complète comprend 5 intervalles; elle se dépose au niveau des lobes du cônes.

72 1.6 Faciès turbiditiques L'organisation de la séquence turbiditique change en fonction de sa position dans le cône sous-marin et donc de la vitesse du courant. Dans la partie amont, les faciès "A" sont ceux de coulées de débris, les faciès "B" trés riches en sable ressemblent à ceux des courants de traction, les faciès "C" sont les turbidites classiques à séquence de Bouma complète, de type a-b-c-d-e, les faciès "D" riches en particules fines présentent des séquences de Bouma tronquées à la base, de type b-c-d-e, c-d-e ou d-e. Dans la frange du cône, les sédiments sont fins; ils sont souvent remaniés par des courants profonds suivant les contours des continents et appelés pour cela "courants de contours"; les sédiments remaniés présentent des rides de courants; ils constituent des contourites

73 Les turbidites se déposent actuellement au pied de toutes les marges continentales; elles ont pu être bien étudiées par sondage sismique, sonar et carottage. Les cônes sous-marins de la côte californienne ont servi de modèle. Elles sont abondantes car elles représentent tous les sédiments détritiques issus du continent qui n'ont pu s'accumuler et demeurer sur la plate-forme.   L'accumulation de turbidites est particulièrement importante dans les zones orogéniques. Les montagnes plissées sont constituées en partie de séries turbiditiques de plusieurs milliers de mètres d'épaisseur. On emploie souvent le terme de "flysch". Ce terme a une double signification:  * signification géodynamique: série détritique marine rythmée syn-orogénique.  * signification sédimentologique: tubidites.     De plus, certains auteurs estiment que ce terme ne doit être employé que pour le domaine alpin, lieu où il a été créé au siècle dernier. En employant le terme dans son acception la plus large, on connaît du flysch depuis le Précambrien. Citons les flysch alpins principalement d'âge mésozoïque; les Grès d'Annot comportent des turbidites proximales, le flysch à Helminthoïdes correspond à des faciès distaux. Le "wildflysch" est un faciès désorganisé à blocs mise en place sur  les marges  instables des zones orogéniques. Les flyschs pyrénéens sont principalement déposés au cours du Crétacé supérieur dans un bassin en compression.    La chaine hercynienne comprend également des séries turbiditiques: citons les flyschs carbonifères de la Montagne Noire et des Pyrénées. 

74 2. LA PLAINE ABYSSALE 2.1 Caractères de la sédimentation pélagique
Les grands fonds océaniques ne reçoivent guère que des particules détritiques fines et des squelettes de microorganismes planctoniques. Le % de sédimentation y est trés faible, de l'ordre de 1 cm pour 1000 ans. Les sédiments pélagiques forment une mince pellicule recouvrant la croûte océanique. Sur les bordures proches du continent des bouffées de courants de turbidité arrivent sporadiquement qui déposent des sédiments plus grossiers. Les particules terrigènes sont principalement des argiles d'origine continentale apportées en suspension par les courants océaniques et des poussières transportées par les vents qui proviennent de l'érosion continentale ou de l'activité volcanique. Dans les hautes latitudes s'ajoutent les matériaux glaciaires apportés par les glaces flottantes et les vents. Les éléments planctoniques sont essentiellement des débris carbonatés et siliceux. La nature du sédiment accumulé sur le fond dépend de la nature et de l'abondance du plancton, de la température de la profondeur de l'eau qui agissent sur la dissolution de la calcite et de la silice.

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77 2.2 Les boues calcaires La dissolution du calcaire augmente avec la profondeur: ce phénomène est dû à la teneur en CO2 qui est grande à basse température et sous pression. Au delà d'une certaine profondeur, tous les débris carbonatés sont dissous et le sédiment ne contient pas de carbonates: cette limite est la profondeur de compensation des carbonates ou  CCD (Carbonate Compensation Depth). Cette limite est située vers m dans l'Atlantique. Elle est moins profonde dans les hautes latitudes où l'eau est plus froides.

78  Les boues calcaires se déposent sur les fonds au-dessus de la CCD qui ne reçoivent pas d'apports terrigènes importants. Selon la nature des organismes, on distingue:  * les boues à Foraminifères, abondantes dans l'Atlantique;  * les boues à coccolites, petites plaques de Coccolithophoridés d'une dizaine de microns, plus petites donc plus solubles que les tests de Foraminifères;  * les boues à Ptéropodes, coquilles trés fines de mollusques pélagiques, trés facilement dissoutes (elles ne déposent pas au delà de -2000m). Figure 9-9: Variation de la profondeur de compensation des carbonates, exprimée en km, dans le Pacifique.

79 2.3 Les boues siliceuses La dissolution des tests siliceux est grande dans les eaux superficielles sous-saturées en silice. Elle diminue en profondeur sous l'effet de la pression et de la basse température. A grandes profondeurs, au dessous de la CCD, la sédimentation siliceuse domine à condition que la production de silice par le plancton ait été suffisamment importante en surface. On distingue:  * les boues à Diatomées abondantes dans les mers froides;  * les boues à Radiolaires bien représentées dans la zone équatoriale des océans Pacifique et Indien.

80 2.4 Les boues argileuses et organiques
Les boues argileuses sont abondantes dans le Pacifiques; les minéraux argileux proviennent de l'érosion continentale. En revanche, l'argile rouge des grands fonds, riche en fer et en manganèse, contient de nombreux minéraux néoformés. Elles peuvent être associées à des nodules polymétalliques. Les phénomènes hydrothermaux, nombreux à proximité des rides médio-océaniques et des points chauds, fournissent de nombreux éléments chimiques sous forme de sulfures et d'oxydes. Des vases riches en matière organique s'accumulent dans les bassins anoxiques. La matière organique est un sapropèle issu de la décomposition des constituants organiques du plancton. Ces vases donnent après diagénèse des black shales. La Mer Noire constitue un exemple actuel de bassin marin anoxique.  

81 2.5 Les sédiments pélagiques anciens
 Les formations pélagiques sont peu répandues dans les séries géologiques. En effet, les sédiments sont peu épais, ils restent au fond de l'océan et sont souvent absorbés dans les zones de subduction. La convergence des plaques dans l'orogénèse les remonte sur le continent: ils affleurent surtout dans l'axe des chaines de collision, où ils sont associés aux ophiolites, mais sont souvent trés déformés et métamorphisés. Dans les Alpes, les schistes lustrés du domaine piémontais représentent les sédiments pélagiques de la Téthys ligure. Dans la chaîne hercynienne, on connait des radiolarites qui sont d'anciennes boues à radiolaires. Dans l'Atlantique sud, les sédiments du Crétacé inférieur, connus par sondage profond, sont des black shales. A cette époque l'Atlantique sud était un bassin anoxique.