La préservation de la matière organique.

Les hydrocarbures se sont formés à partir de restes d’êtres vivants, principalement d’origine végétale, phytoplancton dans les mers et les lacs, végétaux macroscopiques sur terre, qui ont été enfouis avec des sédiments puis se sont transformés avec le temps. La matière organique ainsi piégée représente généralement moins de 2% du poids sec des sédiments ; au-delà de 10% c’est exceptionnel. Elle est constituée en grande majorité d’une matière solide, ensemble de molécules géantes et complexes, insolubles dans les solvants organiques des corps gras, et qu’on appelle kérogène. Une des clés de la formation du kérogène est le défaut d’oxygène, et donc d’air.

Dans leur milieu, la plupart des êtres vivants baignent dans une substance agressive pour la matière organique, l’oxygène. Paradoxalement, c’est parce que l’oxygène agresse la matière organique qu’il permet la vie. Le bois brûle grâce à l’oxygène, et la respiration cellulaire est une sorte de combustion contrôlée où l’oxygène se combine avec des molécules organiques pour fournir l’énergie qui actionne les êtres vivants, et donne comme sous-produits de l’eau et du gaz carbonique qui est rejeté dans l’environnement. A sa mort, un organisme est destiné à être consommé, c.-à-d. à être oxydé, par d’autres êtres vivants tels que les bactéries. Mais dans un milieu anoxique, c.-à-d. privé d’oxygène, l’oxydation ralentit, les débris organiques s’accumulent et forment à la longue cette matière solide appelée kérogène. La formation du kérogène, écrit Durand, a donc lieu grâce à une « fuite » du cycle biologique du carbone organique, fuite qui alimente le cycle sédimentaire de ce dernier[1]. Cette fuite est faible puisqu’elle représenterait environ 0,1% en masse du carbone fixé par la biomasse. Mais comme cette fuite se déroule depuis des millions d’années, le kérogène constituerait aujourd’hui un stock de carbone cent mille à un million de fois plus élevé que la quantité captée annuellement par la biomasse.

Une fois mêlée aux sédiments, la matière organique se conserve mieux, parfois quasiment indéfiniment, surtout si les minéraux qui l’enrobent sont des argiles et des marnes, des particules très fines et peu perméables limitant l’accès à l’oxygène et aux microorganismes. Mais avant enfouissement, les risques d’agressions sont élevés. Aussi l’ensevelissement doit être d’autant plus rapide que le milieu est oxygéné. En pratique, les environnements sont presque toujours aquatiques ou imbibés d’eau, l’eau contenant moins d’oxygène que l’air : 8 mg/L dans l’eau de mer contre 270 mg/L dans l’air, à 15°C. Mais une teneur de 8 mg/L est encore trop élevée, et il faut qu’elle tombe à zéro pour une bonne préservation de la matière organique.

Cela se produit lorsque l’oxygène dissous est consommé plus vite qu’il ne se reconstitue, en particulier près des lieux où la vie foisonne. La décomposition de nombreux organismes morts et déjections diminue la teneur en oxygène, et une partie des résidus a le temps de gagner le fond de l’eau et de se mêler aux sédiments avant d’être complètement dégradée. Nous pouvons même voir ce phénomène en surface, dans les lacs, rivières et mers frappés d’eutrophisation dû à l’épandage excessif d’engrais dans les champs. Le phytoplancton et les algues prolifèrent puis finissent par mourir. Croulant sous l’abondance de nourriture, les bactéries dégradent à tout va, consument l’oxygène dissous. Il n’en reste rien pour les êtres aérobies ; ceux-ci suffoquent, les poissons se retrouvent le ventre à l’air. Et la décomposition des cadavres aggrave l’anoxie et amplifie les hécatombes. Depuis quelques décennies, la Bretagne est victime de marées vertes qui s’abattent chaque année sur les plages et dissimulent le sable sous une couverture flasque et luisante d’algues que les gens connaissent sous le nom de laitues de mer (Fig. 1). Les touristes fuient ces vastes étendues inesthétiques et malodorantes. En pataugeant dans cette salade, ils crèvent la croute de vase et de tissus végétaux faisant écran à l’air, et libèrent les mauvaises odeurs typiques de la décomposition anaérobie qui consomme le cœur des masses échouées. Bien que moins visibles, de vastes zones mortes, désertées par les poissons, s’étendent aujourd’hui sous les mers, rendues anoxiques par les activités humaines.   

La Nature n’a pas attendu l’Homme pour produire des zones privées d’oxygène [2].

Les zones d’upwelling à forte productivité biologique.

On rencontre des zones anoxiques aux endroits où des courants marins remontent au contact des continents. Ces remontées, aussi appelées upwelling, se produisent lorsque de forts vents marins côtiers poussent les eaux chaudes de surface vers le large. Des eaux froides situées généralement à moins de 200 m, riches en minéraux nutritifs, prennent leur place et alimentent un foisonnement de phytoplancton, premier maillon d’une chaîne alimentaire prolifique qui se concentre à 90% dans les eaux supérieures bien éclairées et aérées. On observe ces phénomènes au large du Pérou (associé au courant de Humboldt), de la Namibie (courant du Benguela), de la Mauritanie (courant des Canaries), et de la Californie (courant de Californie). Ces quatre zones représentent 3% de la surface des océans, mais 40% de la pêche mondiale.

Une fois morts, nombre d’organismes sont recyclés sur place, mais une partie quitte cette zone de vie et coule dans les profondeurs obscures, où l’intense activité des décomposeurs aérobies fait chuter la teneur en oxygène dissous malgré l’apport d’eau aérée remontant lentement des grands fonds. Cependant, en descendant plus bas encore, la teneur en oxygène remonte car l’activité biologique se réduit faute de carburant, et ne s’oppose plus au renouvellement de l’oxygène par les eaux profondes. C’est donc sous la couche d’eau upwellée, à environ 300 m de profondeur et sur quelques centaines de mètres d’épaisseur parfois, que se développent des zones à minimum d’oxygène, où la matière organique peut être préservée si elle trouve à se mêler à des sédiments. Sinon, les restes des détritus poursuivent leur route vers les profondeurs et leur décomposition ultime. Voir Fig. 2.

Les environnements confinés.

Les environnements confinés favorisent également la conservation de la matière organique. Le faible brassage des eaux limite le contact avec l’air ou le mélange avec des eaux voisines oxygénées. On rencontre ces conditions dans certains lacs, lagunes, baies, mers fermées, et mers préservées par des goulets d’étranglement. Dans un lac, écrit J. Kufferath [4], les eaux « pures » aérées se trouvent en surface ; c’est le domaine des poissons « nobles ». En dessous, les eaux moins ventilées abritent les farfouilleurs de vase comme le silure. Plus bas encore, la teneur en oxygène devient si faible que les poissons ne peuvent survivre. Enfin, les bactéries finissent par consommer tout l’oxygène ; on entre dans la dernière zone, anaérobie, qui est normalement une zone de mort pour tous les organismes autres que certaines bactéries spécialement adaptées. Dans le lac Tanganyika, cette zone d’environ les trois quarts du volume total du lac, constitue le réservoir immense où aboutit pratiquement toute matière vivante après la mort. C’est en somme un vaste égout où « pleuvent » sans arrêt les déchets et les cadavres des organismes des couches superficielles. Cette « pluie » a pour résultat de constituer au fond du lac de vastes plaines d’une fine vase organique putride de couleur noir verdâtre qui, à la longue, finira sans doute par remplir peu à peu l’énorme fosse du lac. […] Seules y prospèrent des bactéries particulières dites anaérobies et qui sont notamment responsables de la production d’hydrogène sulfuré toxique qui caractérise cette zone.

Le peu d’échanges physiques et chimiques entre la surface et les profondeurs vient du gradient de température entre la surface, chaude, et les profondeurs, froides. Les eaux chaudes, moins denses, « flottent » au-dessus des eaux froides qui n’ont aucune tendance à remonter. Il faut des agents perturbateurs pour briser cette stratification de la colonne d’eau. On a déjà vu l’effet prépondérant que pouvait avoir un vent persistant, responsable de l’upwelling océanique. Un changement de saison peut aussi mélanger les eaux. A l’approche de l’hiver, les eaux de surface deviennent plus froides qu’en profondeur, donc plus denses, et se mettent à couler, entraînant avec elle leur charge d’oxygène. Les rivières tributaires aèrent également le fond du lac ; leurs eaux glacées par les frimas glissent sur les pentes immergées du lac et se faufilent sous les couches d’eau plus chaudes. C’est pourquoi les Grands Lacs nord-américain, les lacs scandinaves et canadiens, et à vrai dire une grande majorité de grands lacs de l’hémisphère nord sont plus ou moins oxygénés, même le lac Baïkal qui descend pourtant à 1620 m de profondeur.

Un climat chaud et stable en toute saison, comme celui qui règne sur le lac Tanganyika, est donc propre à séparer en permanence les strates d’eau; encore faut-il que la profondeur soit suffisante pour observer davantage que les couches de surface les mieux oxygénées. C’est bien le cas du lac Tanganyika, dont la couche superficielle, épaisse de 150 m, surmonte une couche anoxique qui atteint jusqu’à 1350 m d’épaisseur. Les lacs Albert et Victoria sont trop peu profonds. Le premier descend à 50 m, le second à 100 m ; tous deux restent donc plus ou moins oxygénés. Également situé dans le rift est africain, le lac Kivu est suffisamment profond, 500 m, pour développer une zone anoxique, et celle-ci commence dès 60 m sous la surface des eaux. Cette faible profondeur s’explique par une séparation des eaux encore plus poussée que dans le Tanganyika, grâce à des différences de salinité qui s’ajoutent aux différences de températures. Dans le lac Kivu, écrit Kufferath, Ie fond du bassin lacustre est rempli de couches superposées d’eaux de plus en plus denses et à salinité d’autant plus forte que la profondeur augmente. II en résulte une stratification stable que ne troublent ni les saisons ni les vents. Le fond du lac Kivu est donc un véritable lac fossile, ou, du moins, en passe de le devenir. Tous les éléments nutritifs qui y tombent de la surface sont irrémédiablement soustraits aux cycles biologiques contemporains.

Dans les bassins semi-fermés séparés des Océans par des hauts-fonds, le gradient de salinité qui s’établit de part et d’autre de la barrière rocheuse met en branle de vastes mouvements d’eau qui décident de la vie ou de la mort des bassins. Les bassins avec un bilan en eau douce positif – les fleuves et les pluies apportent davantage d’eau douce que l’air n’en retire par évaporation – tendent à développer des zones anoxiques permanentes ou temporaires. C’est le cas de la Mer Noire [5], du lac Maracaibo et de la Mer Baltique. En Mer Noire, les eaux douces déversées en abondance par le Don, le Dniepr, le Danube se mêlent à l’eau de mer, et forment une couche peu salée et peu dense qui glisse à la surface des eaux inférieures sans s’y mélanger, puis s’écoule dans la Méditerranée par le détroit du Bosphore. Pour compenser la sortie d’eau, un véritable fleuve d’eau plus salée et plus dense effectue le chemin inverse sur le fond marin, se frayant des vallées en poussant un volume d’eau énorme équivalent à dix fois le débit du plus grand fleuve d’Europe, le Rhin. Mais ces eaux nouvelles venant des fonds de la Méditerranée, elle-même une mer fermée, ne sont pas assez riches en oxygène pour aérer la Mer Noire, si bien qu’au-delà de 70 à 150 m selon les endroits commence une zone aux conditions épouvantables pour la vie. La stratification permanente des eaux agit ici comme un couvercle sur les eaux profondes où le sulfure d’hydrogène dégagé par la décomposition anaérobie se retrouve piégé et s’accumule. Frappés par les concentrations inouïes que ce poison atteint en Mer Noire, les scientifiques ont baptisé « euxinisme » les conditions de formation du sulfure d’hydrogène, en référence au nom que donnaient les Anciens à la Mer Noire, le Pont-Euxin.

Tous les bassins semi-fermés ne sont pas condamnés à l’étouffement. Dans les climats chauds et arides, la circulation des eaux est inversée par rapport au cas de la Mer Noire : les fleuves et les pluies n’arrivent pas à remplacer l’eau qui s’échappe par évaporation, et de l’eau océanique doit affluer constamment dans le bassin pour maintenir le niveau. Les eaux entrent en surface car l’Océan est moins salé que le bassin. Mais à mesure qu’elles s’évaporent, elles se concentrent en sel. Ces eaux finissent donc par plonger dans les profondeurs, où elles y renouvèlent l’oxygène. En Méditerranée, ces plongées se produisent surtout dans des zones spécifiques situées au nord, sous influence hivernale, où l’abaissement des températures se joint à l’accroissement de salinité pour densifier les eaux et les couler. Par la suite, les eaux de fond, hypersalines et riches en nutriments retournent à l’Océan en franchissant les hauts-fonds. La Méditerranée, la Mer Rouge et le Golfe Persique font partie de ces bassins où l’enrichissement organique des sédiments est faible.

On l’a vu, la température et la salinité sont des éléments clés du mélange des eaux. Leur rôle est d’ailleurs tellement important dans la circulation planétaire des eaux qu’on a qualifié cette circulation de thermohaline (thermo=température ; halin = salin). A l’échelle des Océans, c’est elle qui renouvelle l’oxygène des grands fonds à partir des pôles ; c’est là que plongent les grandes masses d’eau de surface densifiées et enrichies en oxygène grâce au froid. Mais à d’autres époques géologiques comme le Crétacé, la circulation des eaux et l’oxygénation des grands fonds devait être fortement différentes d’aujourd’hui, les pôles étant libres de glace. On peut imaginer les conséquences sur la préservation de la matière organique du Crétacé qui, des millions d’années plus tard, se retrouvera dans le réservoir d’une voiture fonçant vers Paris, pour un clin d’œil plus tard être dissociée, reminéralisée, expulsée dans l’atmosphère.   

Références:

1. ^ Bernard Durand, Pétrole, gaz et charbon : nature, mécanismes de formation, perspectives d’avenir dans la transition énergétique, 2017, partie 1, p25. Voir pdf.
2. ^ G. J. Demaison, G.T. Moore, Anoxic environments and oil source bed genesis, Organic Geochemistry, 2, 9-31, 1980.
3. ^ François Baudin, Nicolas Tribovillard, Jean Trichet, Géologie de la matière organique, EDP Sciences, 2ème édition, 9 novembre 2017, p75.
4. ^ Jean Kufferath, Le Milieu Biochimique, publié dans Exploration Hydrobiologique du Lac Tanganika (1946-47), Résultats Scientifiques, Vol. I, Institut Royal des Sciences Naturelles de Belgique, 1952. Voir pdf.
5. ^ Reflexions, le site de vulgarisation de l’Université de Liège, La mer Noire a perdu plus d’un tiers de sa zone habitable, 2016. Voir pdf. Texte reprenant les travaux d’Arthur Capet, Emil V. Stanev, Jean-Marie Beckers, James W. Murray, and Marilaure Grégoire, Decline of the Black Sea oxygen inventory, Biogeosciences, 13, 1287–1297, 2016.