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Pour citer cet article :
Vorren, T. O., & Thiede, J. (1994). The marine geology of the Arctic Ocean—Summary. Marine geology, 119(3-4), 357-361.

Géologie marine de l'océan Arctique - Synthèse

Tore O. Vorren et Jörn Thiede

Marine Geology, Volume 119, 1994

https://doi.org/10.1016/0025-3227(94)90190-2

I. Envrionnements et sédiments récents et holocènes

1.1. Les composants lithogéniques des sédiments

Les sédiment de l'océan Arctique occidental sont similaires aux sédiments de surface du bassin eurasien : essentiellement des argiles silteuses et des silts argileux (Clark et al., 1980 ; Stein et al., 1994a). La glace de mer est probablement la source principale des sédiments modernes et holocènes.

Sur la plateforme de la mer de Beaufort, la glace de mer subit des compressions et des distensions. Ce phénomène est dû à la formation d'un système de rides de compression du sol qui va venir stabiliser la glace à mi-plateforme.

Globalement, en mer de Beaufort, il n'y a pas de zone d'eau ouverte. À l'inverse, sur la plateforme de la mer de Laptev, le régime de glace de mer est contrôlé par les vents offshore, ce qui induit un export continu de glace de mer "fraîche" dans le système de la dérive transpolaire (Transpolar Drift).

La production de glace de mer dans des zones peu profondes induit l'export de larges volumes de sédiments en suspension, gelés dans la glace ("frazil ice"). Ce type de transport de sédiment est très actif dans la mer de Laptev, mais beaucoup moins fréquent dans la mer de Beaufort.

- MIS 1 : taux de sédimentation à 0,5 cm/ka à quelques cm/ka (Stein et al. 1994b) dans l'est de l'océan Arctique central. Ce taux de sédimentation relativement élevé par rapport à ce qui avait été décrit dans la littérature (Clark et al., 1980 ; Macko & Aksu, 1986 ; Clark, 1990) peut s'expliquer par la différence décrite précédemment entre la mer de Beaufort et la mer de Laptev : leurs deux régimes de production et d'export de glace de mer sont différents, et donc les exports de sédiments sont plus réduit depuis Beaufort que depuis Laptev.

Nürnberg et al. (1994) ont confirmé l'importance de la mer de Laptev dans les apports de sédiments à la dérive transpolaire. Le transport éolien, par slump depuis les falaises sous-marines et le piégeage par la base de banquise sont de moindre effet par rapport au transport par la glace de mer. De plus, le fait de retrouver des organismes benthiques d'environnements peu profond pointe vers un transport de sédiment depuis les zones peu profonde de la plateforme continentale (moins de 50 m de profondeur). De plus, les concentrations de smectites de la mer de Laptev sont similaires à celles retrouvées dans les sédiments transportés dans la dérive transpolaire.

En revanche, les sédiments du bassin eurasien ne contiennent qu'une très faible proportion de smectite. Cela implique que la glace de mer n'est pas le moyen de transport de sédiment dominant pour ce bassin profond. Il est plus probable que ce soit les courants océaniques et les courants de gravité.

1.2. Les composants biogéniques des sédiments

Les données de carbone organique varient entre 0,5% et 2%, et ce contenu en carbone organique est principalement d'origine terrigène. Des quantités plus importantes de matière organique marine sont présentes uniquement dans les sédiments avoisinant Svalbard, ce qui indique des conditions libres de glace de mer occasionnellement, associées à une augmentation de la production des eaux de surface sous l'influence du courant ouest-Spitzberg (West Spitsbergen Current, WSC).

Le contenu carbonaté est principalement d'origine biogénique, mais il ne représente pas plus de 10% du matériel. Des signes de forte dissolution sont présents sur les pentes continentales et dans le fond des bassins océaniques, biaisant le signal de carbonate. Le sommet des rides, moins profond, est plus généralement épargné par ce phénomène de dissolution.

Le couvert de glace de mer de l'Arctique est un environnement hostile pour la vie planctonique. Une couche de surface de faible salinité, peu épaisse, stabilise la stratification de la colonne d'eau et exclut assez largement les nutriments d'une recirculation plus profonde. Malgré cela, les sédiments de surface contiennent un assez grand nombre de foraminifères planctoniques, essentiellement des Neogloboquadrina pachyderma, mais aussi des coccolithes.

Spielhagen & Erlenkeuser (1994) ont trouvé une zonation des valeurs de ð¹⁸O de N. pachyderma retraçant la distribution de salinité dans les niveaux d'eau les plus supérieurs. Cette distribution suggère que ces foraminifères représentent une faune arctique endémique. Les limites des zones de ð¹⁸O de N. pachyderma suivent presque parfaitement les isohalines de la partie eurasienne de l'océan Arctique. Enfin, les valeurs de ð¹³C faibles et uniformes indiquent que ce niveau de surface de faible salinité est une masse d'eau bien ventilée.

Le fait de retrouver des coccolithophoridés dans les sédiments arctiques récents et de l'Holocène suggère que, dans certaines zones de l'océan Arctique, des zones d'eau ouverte sont présentes régulièrement. En effet, les coccolithophoridés sont des algues photosynthétiques qui ont besoin de la lumière du soleil pour proliférer, et qui ne pourraient donc pas survivre avec un couvert de glace de mer permanent (Gard, 1993).

Actuellement, la forte stratification de l'océan Arctique influence la distribution de la faune et la flore benthique. Dans tous les échantillons étudiés, des foraminifères benthiques (essentiellement calcaires) sont présents (Bergsten, 1994). Deux groupes d'assemblages de foraminifères benthiques peuvent être décrits :

- Les assemblages profonds : >2 500 m de profondeur, dans le bassin eurasien.

- Les assemblages intermédiaires : 500 - 2 500 m, sur la plateau de Yermak et la ride de Morris Jesup. Cet assemblage correspondrait au mélange profond des eaux atlantiques dans l'océan Arctique.

 II. Paléoenvrionnements

2.1 Pré-Quaternaire

Durant le Paléocène et l'Éocène, il y a eu de bons échanges marins entre l'Arctique et le reste du monde. Les nannofossiles post-Éocène sont cependant assez rares, ce qui suggère un soulèvement de la marge continentale eurasienne.

2.2. Quaternaire-Pré-Weichsélien

Cronin et al. (1994) indique que les trois dernières périodes interglaciaires enregistrent un schéma quasi-cyclique de changement de faune quand des changements rapides dans les masses d'eau se produisent durant les terminaisons glaciaires et pendant les périodes interglaciaires.

Durant les stades isotopiques MIS 1 et MIS 7, analogues à l'océan Arctique moderne, les conditions océanographiques étaient similaires à ce que nous avons aujourd'hui sur la ride de Morris Jesup, probablement durant les pics des conditions interglaciaires.

Il y avait également des échanges de masses d'eau significatifs durant le MIS 5 et le MIS 7 et à la fin du MIS 5. Des comparaisons avec les conditions modernes suggèrent que les assemblages profonds actuels vivaient à l'époque à faible profondeur. Cela pourrait être dû à une absence de stratification des masses d'eau sous 1 000 m de profondeur.

Gard (1993) a également trouvé des indications sur des conditions partiellement libres de glace de mer en Arctique durant les MIS 5 et MIS 1. Pourtant, les sédiments plus anciens sont presque totalement sans nannofossiles, ce qui suggère des périodes interglaciaires plus froides dans le passé.

2.3. Quaternaire-La dernière période glaciaire et la déglaciation

Le fait que l'océan Arctique soit entouré de terres et de plateformes continentales peu profondes permet aux calottes d'avoir des points d'appui robustes pour s'étendre sur la mer durant les périodes glaciaires, et notamment durant la dernière glaciation.

Les données de ð¹⁸O suggèrent que la dérive transpolaire a transporté des quantités significatives d'eau de faible salinité dans l'Arctique central durant les périodes glaciaires, alors que la ride de Morris Jesup a probablement été moins influencée par les eaux de faible salinité. De plus, les données de foraminifères indiquent que des conditions d'eau ouverte dans la glace de mer ont dû exister dans le centre de l'Arctique, au moins de façon saisonnière, durant le MIS 2.

Le taux de sédimentation est plus faible durant le MIS 2 que durant l'interglaciaire. Toutefois, les bassins de Nansen et d'Amundsen sont plus influencés par les courants de turbidité, ce qui leur donne des taux de sédimentation plus élevés qu'ailleurs.

En spéculant que le couvert de glace de mer était plus épais et se déplaçait plus lentement durant le dernier glaciaire, on peut supposer que cela a réduit la quantité de sédiment apportée au centre de l'Arctique par la dérive de la glace de mer. D'un autre côté, les courants de turbidités induits par les rebords des calottes devaient être plus importants que durant l'Holocène, comme c'était le cas à la limite de la mer de Barents et dans la mer de Norvège (Vorren et al., 1989).

Vers 15,7 ka BP, des carottes de la ride de Gakkel ont donné un appauvrissement rapide en ð¹⁸O et un changement tout aussi rapide dans le ð¹³C, ce qui est interprété comme une anomalie majeure d'apport d'eau de fonte par la décadence et la destruction calotte de Svalbard et Barents (Svalbard Barents Ice Sheet, SBIS) durant la Terminaison I. L'épais couvert d'eau de fonte a probablement induit une large stratification du bassin océanique arctique et nordique, donnant un minimum de valeur de ð¹³C. Et forcément, cela a provoqué une forte diminution de la quantité de foraminifères planctoniques et donc une réduction du contenu carbonaté dans les sédiments du début du MIS I.

 

Cartes présentant la zone boréale. Le point de vue est centré sur l'océan Arctique.

 

Cartes de la zone Arctique. A gauche, la carte indique le type de sédimentation de surface dominante. A droite, la carte indique les courants de surface dominants. NAC : North Atlantic Current. WSC : West Spitsbergen Current. ECG : East Greenland Current.

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