272
GÉOCHIMIE MARINE
qui échappe au même piégeage. Il est probable que cet échange fasse intervenir la dissolution
partielle des particules continentales déposés sur la marge et 1 élimination du Nd dissous
dans l’eau de mer sur des oxydes de Mn. Ce type d’échange a été longtemps ignoré, car
les gradients de concentration entre la côte et le large permettent seulement de déterminer
l’effet net des marges (c’est-à-dire si elles se comportent globalement comme une source ou
un puits pour tel ou tel élément chimique) mais pas les flux totaux échangés. L’océan peut
donc recevoir de forts flux de Nd dans des zones où les concentrations de Nd ne sont pas
particulièrement élevées. Cette observation est capitale pour le calcul du temps de résidence
du Nd dans l’eau de mer. Alors que les apports de Nd dissous par les rivières et la dissolution des aérosols permettent de calculer un temps de résidence de Nd dans l’océan de
> 1000 a, les données de eNd suggèrent que le temps de résidence soit de l’ordre de quelques
centaines d’années pour maintenir la variation de composition isotopique entre l’Atlantique
et le Pacifique. Le paradoxe est levé quand on sait que le principal flux de Nd à l’océan se
fait par échange aux marges et non pas par l’apport direct des rivières ou la dissolution des
aérosols. Ce qui est valable pour le Nd l’est certainement pour d’autres éléments chimiques,
mais en l’absence de traçage isotopique, cela passe inaperçu.
9.8. La répartition des sédiments au fond de l’océan
Les particules marines qui s’accumulent au fond de l’océan forment des sédiments.
La nature de ces sédiments dépend des apports depuis la surface de l’océan et des transformations subies par les particules dans la colonne d’eau et dans le sédiment lui-même
(Figure 9.23). Dans les zones de marge (dans les deltas des fleuves, près des côtes et sur
le plateau continental), des sédiments riches en matière organique et en matériel lithogène
s’accumulent rapidement (le taux de sédimentation peut dépasser 1 cm.a'1). Après un séjour
dans les deltas et sur le plateau continental, les sédiments apportés par les grands fleuves
se déversent dans des canyons sous-marins. Ils sont transportés sous forme de courants de
turbidité jusqu’à la plaine abyssale où ils forment des cônes sous-marins profonds.
Dans 1 océan ouvert, les sédiments carbonatés dominent dans les zones peu productives
où le fond se trouve à moins de 4 000 m de profondeur c’est-à-dire au-dessus du profondeur de compensation des carbonates. À très grande profondeur, les tests carbonatés
et siliceux qui atteignent le fond se dissolvent si rapidement qu’ils ne peuvent pas s’accumuler. La matière organique est efficacement reminéralisée à toutes les profondeurs. On
trouve alors dans les sédiments très profonds des particules lithogènes (les argiles rouges)
apportées par le vent. Les taux de sédimentation sont alors extrêmement faibles (de l’ordre
de quelques millimètres en 1 000 ans) si bien que ces sédiments sont relativement riches en
particules cosmiques. À 1 aplomb des zones de remontée d’eau profonde (comme dans le
1 acifique équatorial ou dans le front polaire antarctique), la sédimentation est dominée par
les boues de diatomées (dans l’océan Austral) ou à radiolaires (dans la zone équatoriale).
Contrairement au carbonate de calcium, l’eau de mer est toujours sous-saturée vis-à-vis de
GÉOCHIMIE MARINE
qui échappe au même piégeage. Il est probable que cet échange fasse intervenir la dissolution
partielle des particules continentales déposés sur la marge et 1 élimination du Nd dissous
dans l’eau de mer sur des oxydes de Mn. Ce type d’échange a été longtemps ignoré, car
les gradients de concentration entre la côte et le large permettent seulement de déterminer
l’effet net des marges (c’est-à-dire si elles se comportent globalement comme une source ou
un puits pour tel ou tel élément chimique) mais pas les flux totaux échangés. L’océan peut
donc recevoir de forts flux de Nd dans des zones où les concentrations de Nd ne sont pas
particulièrement élevées. Cette observation est capitale pour le calcul du temps de résidence
du Nd dans l’eau de mer. Alors que les apports de Nd dissous par les rivières et la dissolution des aérosols permettent de calculer un temps de résidence de Nd dans l’océan de
> 1000 a, les données de eNd suggèrent que le temps de résidence soit de l’ordre de quelques
centaines d’années pour maintenir la variation de composition isotopique entre l’Atlantique
et le Pacifique. Le paradoxe est levé quand on sait que le principal flux de Nd à l’océan se
fait par échange aux marges et non pas par l’apport direct des rivières ou la dissolution des
aérosols. Ce qui est valable pour le Nd l’est certainement pour d’autres éléments chimiques,
mais en l’absence de traçage isotopique, cela passe inaperçu.
9.8. La répartition des sédiments au fond de l’océan
Les particules marines qui s’accumulent au fond de l’océan forment des sédiments.
La nature de ces sédiments dépend des apports depuis la surface de l’océan et des transformations subies par les particules dans la colonne d’eau et dans le sédiment lui-même
(Figure 9.23). Dans les zones de marge (dans les deltas des fleuves, près des côtes et sur
le plateau continental), des sédiments riches en matière organique et en matériel lithogène
s’accumulent rapidement (le taux de sédimentation peut dépasser 1 cm.a'1). Après un séjour
dans les deltas et sur le plateau continental, les sédiments apportés par les grands fleuves
se déversent dans des canyons sous-marins. Ils sont transportés sous forme de courants de
turbidité jusqu’à la plaine abyssale où ils forment des cônes sous-marins profonds.
Dans 1 océan ouvert, les sédiments carbonatés dominent dans les zones peu productives
où le fond se trouve à moins de 4 000 m de profondeur c’est-à-dire au-dessus du profondeur de compensation des carbonates. À très grande profondeur, les tests carbonatés
et siliceux qui atteignent le fond se dissolvent si rapidement qu’ils ne peuvent pas s’accumuler. La matière organique est efficacement reminéralisée à toutes les profondeurs. On
trouve alors dans les sédiments très profonds des particules lithogènes (les argiles rouges)
apportées par le vent. Les taux de sédimentation sont alors extrêmement faibles (de l’ordre
de quelques millimètres en 1 000 ans) si bien que ces sédiments sont relativement riches en
particules cosmiques. À 1 aplomb des zones de remontée d’eau profonde (comme dans le
1 acifique équatorial ou dans le front polaire antarctique), la sédimentation est dominée par
les boues de diatomées (dans l’océan Austral) ou à radiolaires (dans la zone équatoriale).
Contrairement au carbonate de calcium, l’eau de mer est toujours sous-saturée vis-à-vis de