relation entre les variations de la calotte glaciaire...

Université des Sciences et Technologies de Lille

UFR des Sciences de la Terre

DEA

« Dynamique et Environnements Sédimentaires »

Mémoire de Recherche

Relation entre les variations de la calotte glaciaire Laurentide et l’enregistrement sédimentaire dans le Bassin d’Orca (Golfe du Mexique)

Sionneau Thomas

Encadrants : Bout-Roumazeilles Viviane et Trentesaux Alain

Juin 2004

REMERCIEMENTS Je tiens, tout d’abord, à remercier Madame Viviane Bout-Roumazeilles, qui a encadré ce travail, pour son aide, ses conseils, ses recommandations et ses réponses aux questions que j’ai pu lui poser.

Je voudrais également remercier : Monsieur Alain Trentesaux, collaborateur sur ce sujet, qui m’a encadré pour la partie « étude granulométrique » ; Monsieur Benjamin P. Flower, de l’Université de St Petersburg (USA), et Heather Hill, son étudiante en thèse, qui m’ont communiqué certains de leurs résultats ; Madame Catherine Kissel, du Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement (LSCE) de Gif-sur-Yvette, pour avoir partagé les résultats de ses analyses (susceptibilité magnétique, modèle d’age, …) ; Madame Nele Meckler, du Geological Institute de Zurich, qui m’a envoyé des références bibliographiques, Madame Brigitte van Vliet-Lanoë pour m’avoir donné des articles et des conseils intéressants et utiles, afin de cultiver l’esprit critique ; Monsieur Bruno C. Vendeville pour m’avoir éclairé sur la tectonique salifère ; Mademoiselle Laurence Debeauvais et Monsieur Deny Malengros pour m’avoir enseigné les différentes méthodes expérimentales ; Aurélien Van Welden pour nos discussions scientifiques enflammées qui nous ont souvent éclairés, parfois égarés ; et Mylène Aycard pour la carte qui se trouve en couverture ainsi qu’en page 6. Un grand merci à ma famille et mes ami(e)s pour leur soutien et leur présence tout au long de cette année. A mon oncle Alain Bonnet (1937-2003) dont la présence, l’enthousiasme, la passion et la culture phénoménale vont beaucoup me manquer. A ma petite lumière…

DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 1

RESUME – ABSTRACT Relation entre les variations de la calotte glaciaire Laurentide et l’enregistrement sédimentaire dans le Bassin d’Orca (Golfe du Mexique). Résumé : Le Bassin d’Orca, situé au nord-ouest du Golfe du Mexique, est un site idéal pour l’étude, à haute résolution, de la relation entre l’évolution de la calotte glaciaire Laurentide et sa signature dans les dépôts sédimentaires. L’étude d’une carotte sédimentaire, de 34.16 m (MD02-2552), par granulométrie laser et analyse des minéraux argileux, nous a permis d’obtenir un enregistrement des paramètres sédimentaires, sur près de 50 000 ans. Trois grandes périodes y ont été identifiées (0-16, 16-38.5 et 38.5-46 ka BP). Elles sont entrecoupées par une série de fluctuations rapides des différents signaux (8.2-11.3, 18, 21.3, 27.8, 31-34.5, 37.5-38.5 et 41.3 ka BP).

Il a été possible de relier, jusqu’à 16 ka BP, l’ensemble de ces évènements à l’évolution de la calotte Laurentide et aux décharges d’eau de fonte qu’elle libère, via le Mississippi. A partir de cette date, le message sédimentaire semble avoir été perturbé par les conditions environnementales extrêmes régnant dans le Bassin d’Orca. Mots clés : Bassin d’Orca, calotte glaciaire Laurentide, Golfe du Mexique, décharge d’eau de fonte, granulométrie laser, minéraux argileux, message sédimentaire. Relation between Laurentide Ice Sheet variations and sedimentary record in the Orca Basin (Gulf of Mexico). Abstract: Orca Basin, in the northwest Gulf of Mexico, is an ideal site for a high-resolution study of the relation between Laurentide Ice Sheet variations and their influences on sedimentary records. The grain-size and the clay-fraction XRD analyses of a 34.16 meters long sedimentary core (MD02-2552) allow us to obtain 50,000 years sedimentary record. We identified three great periods (0-16, 16-38.5 and 38.5-46 ka BP) and several rapid changes (8.2-11.3, 18, 21.3, 27.8, 31-34.5, 37.5-38.5 and 41.3 ka BP) in this sedimentary record. All these events appear to be linked to the Laurentide Ice Sheet evolution and its meltwater pulses through the Mississippi River, until 16 ka BP. After that, sedimentary record seems to be disturbed by Orca Basin extreme environmental conditions. Keys words: Orca Basin, Laurentide Ice Sheet, Gulf of Mexico, meltwater pulse, laser grain-size distribution, clay minerals, sedimentary record. DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 2

SOMMAIRE REMERCIEMENTS .................................................................................................................. 1 RESUME – ABSTRACT........................................................................................................... 2 SOMMAIRE .............................................................................................................................. 3 INTRODUCTION...................................................................................................................... 5 CADRE D’ETUDE.................................................................................................................... 6

I. Le Golfe du Mexique .......................................................................................................... 6 1.1. Situation géographique................................................................................................ 6 1.2. Description géomorphologique ................................................................................... 6

II. La marge continentale nord du Golfe du Mexique............................................................ 7 2.1. Description générale.................................................................................................... 7 2.2. Evolution structurale et morphologique de la marge .................................................. 7

III. Le Bassin d’Orca............................................................................................................ 11 3.1. Localisation ............................................................................................................... 11 3.2. Description ................................................................................................................ 11 3.3. Intérêt du Bassin d’Orca comme site d’étude ........................................................... 13

ETUDES ET ANALYSES SEDIMENTOLOGIQUES........................................................... 14 I. Prélèvement des carottes sédimentaires............................................................................ 14

1.1. La mission IMAGES 2002-PAGE ............................................................................ 14 1.2. Carottage effectué dans le Bassin d’Orca ................................................................. 14

II. Découpe et ouverture de la carotte .................................................................................. 16 III. Description ..................................................................................................................... 16

3.1. Granulométrie............................................................................................................ 16 3.2.Couleur ....................................................................................................................... 16 3.3. Etat d’oxydo-réduction.............................................................................................. 16 3.4. Contenu biologique ................................................................................................... 16 3.5. Figures sédimentaires................................................................................................ 16 3.6. Végétation ................................................................................................................. 17

IV. Etudes préliminaires....................................................................................................... 17 V. Etudes en laboratoire ....................................................................................................... 17

5.1. Echantillonnage......................................................................................................... 17 5.2. Granulométrie laser ................................................................................................... 18

5.2.1. Principe de la méthode ....................................................................................... 18 5.2.2. Préparation de l’échantillon ............................................................................... 18 5.2.3. Traitement informatique des données ................................................................ 19 5.2.4. Critique de la méthode ....................................................................................... 19

5.3. Minéralogie des argiles ............................................................................................. 19 5.3.1. Principe de la méthode ....................................................................................... 19 5.3.2. Protocole expérimental....................................................................................... 20 5.3.4. Critique de la méthode ....................................................................................... 22

5.4. Analyses chimiques................................................................................................... 22 5.4.1. Principe de la méthode ....................................................................................... 22 5.4.2. Préparation des échantillons............................................................................... 23

RESULTATS ........................................................................................................................... 25 I. Modèle d’age .................................................................................................................... 25

1.1. Construction du modèle d’âge................................................................................... 25 DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 3

1.2. Informations obtenues ............................................................................................... 26 1.3. Critique du modèle d’âge .......................................................................................... 27

II. Granulométrie.................................................................................................................. 27 2.1. Paramètres granulométriques : médiane et tri ........................................................... 27 2.2. Teneur en CaCO3 ..................................................................................................... 29

III. Minéralogie des argiles .................................................................................................. 30 3.1. Les différents minéraux argileux............................................................................... 30 3.2. Rapports de minéraux argileux ................................................................................. 33 3.3. Synthèse .................................................................................................................... 35

III. Analyses chimiques........................................................................................................ 36 IV. Comparaison des différents résultats ............................................................................. 36

4.1. Les trois grandes périodes ......................................................................................... 38 4.2. Les variations rapides................................................................................................ 38

INTERPRETATIONS.............................................................................................................. 39 I. Informations préliminaires................................................................................................ 39

1.1. Les différentes sources du matériel terrigène............................................................ 39 1.2. Evolution de la calotte glaciaire Laurentide depuis 115 ka ...................................... 40

II. Interprétation de l’enregistrement sédimentaire .............................................................. 42 2.1. Origine des fluctuations rapides du message sédimentaire....................................... 42 2.2. Relation entre l’histoire de la calotte Laurentide et l’évolution des paramètres sédimentaires.................................................................................................................... 44

2.2.1. Période de 46 à 38.5 ka BP. ............................................................................... 44 2.2.2. Période de 38.5 à 16 ka BP ................................................................................ 45 2.2.3. Période depuis 16 ka BP..................................................................................... 46

CONCLUSION ........................................................................................................................ 48 BIBLIOGRAPHIE ................................................................................................................... 49 LISTE DES FIGURES ET DES TABLEAUX........................................................................ 53

Figures :................................................................................................................................ 53 Tableaux : ............................................................................................................................. 55

ANNEXES ............................................................................................................................... 56


INTRODUCTION

Bien comprendre le système climatique actuel, son évolution au cours de l’histoire de la Terre, les paramètres qui peuvent modifier son fonctionnement, les relations entre les phénomènes de hautes et de basses latitudes, est un des grands défis de la science moderne, afin, éventuellement, de tenter de prévoir la façon dont il va réagir, dans l’avenir, aux perturbations environnementales actuelles provoquées par l’humanité.

Le Golfe du Mexique joue un rôle important dans le système climatique terrestre,

depuis la fermeture de l’Isthme de Panama à partir de 4.6 millions d’années (Haug et Tiedemann, 1998). Il est le lieu de formation de la « warm-pool » atlantique et du Gulf Stream qui apporte chaleur et humidité aux hautes latitudes de l’Hémisphère Nord. Ce courant géostrophique chaud de surface est un des paramètres qui influence la circulation thermohaline, véritable baromètre du système climatique (in Daniel et al., 1999).

C’est pourquoi de nombreuses études paléoclimatiques ont été réalisées, dès la fin des

années 70, dans le Golfe du Mexique. Beaucoup se sont intéressées au matériel biogène, et notamment aux évolutions des assemblages de microfossiles calcaires (Emiliani et al., 1975 ; Kennett et Shackleton, 1975 ; Leventer et al., 1982, 1983 ; Kennett et al., 1985 ; Broecker et al., 1989 ; Flower et Kennett, 1990 ; Marchitto et Wei, 1995 ; Brown et al., 1999), mais peu, au contraire, ont analysé les sédiments d’origine terrigène, transportés notamment par les eaux de fonte de la calotte Laurentide, via le Mississippi (Chamley et Kennett, 1976 ;Tompkins et Shephard, 1979 ; Brown et Kennett, 1998).

C’est dans ce but que ce travail a été mené : tenter de caractériser l’évolution du

message sédimentaire, obtenu à l’aide de diverses analyses (granulométrie laser, minéralogie des argiles par diffraction des rayons X, études chimiques par ICP) afin de comprendre les relations entre la calotte continentale Laurentide et la paléocéanographie à basses latitudes (Golfe du Mexique).

Cette étude a été menée dans le cadre des programmes internationaux IMAGES

(International Marine Global Change Study) et PAGE (Paléocéanographie de l’Atlantique et Géochimie), en collaboration avec différents laboratoires (Université de St Petersburg, USA ; LSCE de Gif-sur-Yvette ; PBDS de Lille 1).


CADRE D’ETUDE

I. Le Golfe du Mexique

1.1. Situation géographique Le Golfe du Mexique est un petit bassin océanique entouré de masses continentales. Il est situé entre les Etats-Unis, le Mexique et Cuba. Il est connecté à l’Océan Atlantique par le détroit de Floride et à la Mer des Caraïbes par le canal du Yucatan (Fig.1).

Figure 1 : Carte de localisation et de description du Golfe du Mexique Location and description map of the Gulf of Mexico

1.2. Description géomorphologique Le Golfe du Mexique peut être divisé, morphologiquement, en deux provinces distinctes (Fig.1):

une province terrigène à l’ouest, composée du delta du Mississippi, de la partie abyssale du bassin et des terrasses continentales nord, ouest et sud.

une province carbonatée à l’est, constituée du Banc de Campeche et de la

plate-forme située à l’ouest de la Floride.

Elles sont séparées, physiquement, par deux canyons sous-marins : le Canyon de De Soto au nord-est et le Canyon de Campeche au sud-ouest (Burk et Drake, 1974 ; Nairn et Stehli, 1975). DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 6

II. La marge continentale nord du Golfe du Mexique

2.1. Description générale La marge continentale nord du Golfe du Mexique est une marge passive. Elle s’étend du Canyon de De Soto jusqu’au Rio Grande (Fig.1). Elle est constituée, sur une large épaisseur, de l’accumulation de prismes sédimentaires régressifs, déposés sur un niveau de sel datant de la fin du Trias – début du Jurassique (in Burk et Drake, 1974 ; in Nairn et Stehli, 1975). Celui-ci génère des diapirs qui pénètrent et déforment les prismes sédimentaires depuis la plaine côtière jusqu’à l’escarpement de Sigsbee (Fig.2).

Figure 2 : Coupe schématique au niveau de la marge continentale nord du Golfe du Mexique

(Nairn et Stehli, 1975). La localisation est donnée Fig.1. Cross-section of the northern gulf margin. Location of section shown in Fig.1.

Ce niveau d’évaporites a joué et joue encore actuellement un rôle important dans l’évolution structurale et morphologique de la marge continentale nord du Golfe du Mexique.

2.2. Evolution structurale et morphologique de la marge La sédimentation et la tectonique salifère sont intimement liées au sein de la marge continentale nord du Golfe du Mexique. Son évolution structurale et morphologique est complexe. Vendeville (sous presse) suggère que la charge due à l’accumulation de sédiments, sur un niveau de sel, est le principal processus contrôlant une tectonique salifère durable. Le dépôt d’un prisme sédimentaire sur un niveau mobile (ici, une couche de sel) provoque spontanément deux phénomènes distincts. Le premier est une subsidence différentielle du dépôt. Celui-ci, s’amincissant en allant vers le large (Fig.3A), induit différentes charges sur la couche évaporitique. En effet, la partie proximale du prisme, plus épaisse et plus lourde que la partie distale, subside davantage


(Fig.3B). Bien que le sel se déplace latéralement pour compenser les différences de charge, le dépôt sédimentaire subit principalement des mouvements verticaux. Le second phénomène est l’étalement du dépôt sous son propre poids. La pente de surface d’un prisme sédimentaire représente une instabilité gravitaire qui le force à s’étaler vers le large, en glissant sur un niveau de décollement (dans notre cas un niveau évaporitique). Le long de marge passive, la pente critique (1° ou moins) qui permet au système sel-sédiment de s’étaler est atteinte par accumulation progressive de matériel détritique. Un prisme sédimentaire, ayant subit cet étalement, comprend trois domaines de déformations (Fig.3C) :

une région proximale (pente supérieure et plate-forme externe ; 1 in Fig.3C) qui subit une contrainte extensive caractérisée par la présence de failles normales et de grabens symétriques ou asymétriques.

une région centrale (2 in Fig.3C) pour laquelle le sédiment est translaté vers

le large.

une région distale (pente inférieure ; 3 in Fig.3C) subissant une contrainte compressive et où l’on retrouve des plis et des chevauchements.

Figure 3 : Réponses structurales potentielles à la charge d’un prisme sédimentaire sur un niveau de sel. A : stade initial ; B : subsidence différentielle de la partie proximale ;

C : étalement gravitaire (Vendeville, sous presse). Potential structural responses to the loading of a salt layer by a sediment wedge. A: initial

stage; B: differential subsidence of the proximal overburden; C: gravity spreading of the overburden


Le principal paramètre contrôlant l’étalement ou non d’un prisme sédimentaire est la résistance à la compression de sa partie distale.

Dans la nature, la déformation de ce type de dépôt est une combinaison des deux

phénomènes étudiés. Cependant certains paramètres géologiques peuvent en favoriser un par rapport à l’autre. Ainsi la subsidence différentielle se produit davantage lorsque la couche d’évaporites et la partie distale du prisme sont épaisses et le sédiment plus dense que le sel. Au contraire l’étalement domine si le niveau évaporitique et la partie distale du prisme sont peu épais et le sédiment moins dense que le sel (Vendeville, sous presse).

Dans le cas de lobes sédimentaires, comme pour la marge continentale nord du Golfe

du Mexique, l’étalement gravitaire se fait de façon radiale provoquant la création, dans la partie proximale, de deux familles de failles normales, l’une concentrique, l’autre radiale (Fig.4).

Figure 4 : Schéma représentant l’étalement gravitaire d’un lobe provoquant l’augmentation de son rayon (A) avec des failles concentriques (CF) associées et de son

périmètre (B) formant des failles radiales (RF) (Gaullier et Vendeville, sous presse). Cartoon illustrating that radial spreading increases the lobe’s radius (A), forming

concentric faults (CF), as well as the lobe’s perimeter (B), forming radial faults (RF). Les failles radiales sont dues à l’accroissement du périmètre du lobe tandis que les

failles concentriques sont la conséquence de l’augmentation de son rayon. Les grabens, ainsi formés entres les différentes familles de failles, sont progressivement percés par des rides de sels qui remontent de façon diapirique, en réaction à l’amincissement de ces zones (Fig.5). Ces rides isolent des blocs polygonaux qui subsident sous l’influence de la migration du sel vers les diapirs, formant alors des dépocentres (Fig.6). On les appelle des mini-bassins (Fig.5, 6 et 7B ; Gaullier et Vendeville, sous presse).


Figure 5 : Modèle expérimental de l’étalement gravitaire d’un lobe. A : formation de grabens radiaux et concentriques ; B : percée des grabens par des rides de sel (Gaullier et

Vendeville, sous presse). Experimental model of radial spreading. A: formation of radial and concentric

grabens; B: ridges of salt layer pierced the grabens and emerged.

Figure 6 : Schéma illustrant la subsidence progressive d’un bloc sous l’influence d’une tectonique salifère, engendrant un dépocentre ou mini-bassin.

Cartoon illustrating the creation of a minibasin because of subsidence caused by salt tectonic.


III. Le Bassin d’Orca

3.1. Localisation Le Bassin d’Orca est un des mini-bassins de la pente continentale de la Louisiane, au nord-ouest du Golfe du Mexique. Il est situé à environ 290 km au sud-ouest de l’actuel delta du Mississippi, à une latitude de 26°55’ Nord pour une longitude de 091°20’ Ouest (Fig.7A et B ; Shokes et al., 1977 ; Tompkins et Shephard, 1979).

SD : diapirs, D : dépôcentre, G : graben, SR : ride de sel

Figure 7 : Localisation du Bassin d’Orca, au sein du Golfe du Mexique sur une carte

représentant l’Amérique du Nord il y a 13 ka (A ; Brown et Kennett, 1998) et sur une carte bathymétrique de la pente continentale de la Louisiane

(B ; Gaullier et Vendeville, sous presse). Location of Orca Basin, in the northern Gulf of Mexico on a map of North America at 13 ka

(A) and on the bathymetric map of the Louisiana continental slope (B).

3.2. Description Long de 25 km, le Bassin d’Orca couvre une superficie d’environ 400 km2. Il a une profondeur maximale de 2400 m alors que son « périmètre » se situe à une profondeur moyenne de 1800 m. Il se présente sous la forme d’une double dépression en « L », individualisant deux sous-bassins, l’un au nord-est, l’autre au sud-ouest (Fig.8 ; Shokes et al., 1977 ; Tompkins et Shephard, 1979 ; Kennett et al., 1985).


Figure 8 : Bathymétrie du Bassin d’Orca. La zone grisée représente l’extension de la saumure. Les contours sont en mètres (Shokes et al., 1977).

Bathymetry of Orca Basin. Shaded area indicates areal extent of brine. Contours in meters. Le fond du Bassin d’Orca est caractérisé par la présence, sur une épaisseur de 200 m, d’une saumure (Fig.8) dont la salinité dépasse les 250 psu (= 250 0/00). Elle est due à la dissolution de nombreux dépôts adjacents de sel jurassique (Fig.2). L’interface entre cette couche hypersalée et l’eau de mer, située vers 2230 m, est marquée par un fort contraste de densité (1.025 g/cm3 pour l’eau de mer contre 1.185 g/cm3 pour la saumure). Cela a pour conséquence d’induire une forte stratification des eaux, ce qui limite la diffusion de l’oxygène entraînant l’anoxie du Bassin d’Orca (Shokes et al., 1977). De ce fait, on ne retrouve pas d’organismes benthiques au sein de ce bassin. Les argiles noires, riches en matière organique et fortement laminées qui s’y déposent sont ainsi préservées de la bioturbation. L’anoxie qui règne dans le bassin permet également une excellente préservation des microfossiles (Ptéropodes, foraminifères planctoniques, radiolaires) (Kennett et al.,1985). L’anoxie serait apparue entre 8500 et 7900 ans BP. Cet age a été déterminé, lors de l’étude de carottes sédimentaires, par datation au 14C à l’interface entre les dépôts anoxiques noirs et les boues grises sous-jacentes déposées dans des conditions plus normales (Leventer et al., 1983).

Le Bassin d’Orca est également caractérisé par de forts taux de sédimentation allant de 29 à 49 cm/1000 ans (Leventer et al., 1982), jusqu’à plus de 150 cm/1000ans (Brown et al., 1999).

La composante principale des sédiments du Bassin d’Orca provient des apports du Mississippi sous forme de particules en suspension (Brown et Kennett, 1998). Il est protégé des flux gravitaires de sédiments (slumping, …) par les nombreux mini-bassins qui se trouvent en amont sur la pente continentale (Flower, com. pers.), contrairement à ce que pensait Tompkins et Shephard (1979) pour lesquels les mouvements en masse y constituaient le premier mécanisme d’accumulation sédimentaire.


3.3. Intérêt du Bassin d’Orca comme site d’étude Le Bassin d’Orca est considéré comme étant un site idéal pour des études paléoclimatiques à haute résolution (Leventer et al., 1982, 1983 ; Kennett et al., 1985 ; Broecker et al., 1989 ; Flower et Kennett, 1990 ; Marchitto et Wei, 1995 ; Brown et Kennett, 1998, 1999) pour plusieurs raisons :

une excellente préservation des microfossiles grâce à l’anoxie des eaux de fond,

une absence de bioturbation due également à l’anoxie du bassin empêchant

le développement de toute vie benthique,

des forts taux de sédimentation,

des dépôts continus,

et enfin une localisation idéale, assez proche du delta du Mississippi pour avoir été sous l’influence des décharges d’eau de fonte en provenance de la calotte Laurentide lors de la dernière déglaciation (Fig.7).

Le Bassin d’Orca offre donc une excellente opportunité d’intégrer des informations

concernant l’histoire de la fonte de la calotte Laurentide (Broecker et al., 1989 ; Teller, 1990 ; Teller et al., 2002) ainsi que les changements climatiques affectant le Golfe du Mexique.

Bien que de nombreuses études paléoclimatiques aient été menées sur ce bassin, notamment grâce à l’analyse du δ18O et des assemblages de foraminifères (Leventer et al., 1982, 1983 ; Kennett et al., 1985 ; Broecker et al., 1989 ; Flower et Kennett, 1990, Brown et al., 1999), et celle de nannofossiles calcaires remaniés (Marchitto et Wei, 1995), peu se sont intéressées aux sédiments d’origine terrigène, transportés par les eaux de fonte de la calotte Laurentide vers le Golfe du Mexique (Chamley et Kennett, 1976 ; Brown et Kennett, 1998 ; Brown et al., 1999), malgré le fait que de telles études pourrait permettre de faire le lien entre les enregistrements marins et continentaux de la déglaciation.

C’est pourquoi une campagne de carottage IMAGES 2002 a été effectuée dans le

Bassin d’Orca et les bassins adjacents.


ETUDES ET ANALYSES SEDIMENTOLOGIQUES

I. Prélèvement des carottes sédimentaires

1.1. La mission IMAGES 2002-PAGE Une campagne de carottage a été menée sur le Marion Dufresne, dans le cadre des programmes internationaux IMAGES (International Marine Global Change Study) et PAGE (Paléocéanographie de l’Atlantique et Géochimie), en juillet 2002, au sein du Golfe du Mexique. Elle s’est déroulée sous la direction de l’USGS (United States Geological Survey) et de l’IPEV (Institut Polaire Français, Paul-Émile Victor).

1.2. Carottage effectué dans le Bassin d’Orca Deux méga-carottes sédimentaires jumelles (MD02-2551 et MD02-2552) ainsi qu’un

« box core » (MD02-2550C2) ont été prélevées dans le Bassin d’Orca, à une latitude de 26°56.80 N et une longitude de 091°20.72 W, sous une profondeur d’eau de 2240 m (Fig.9).

Figure 9 : Localisation des carottages effectués dans le Bassin d’Orca Location of cores recovered from Orca Basin

Elles ont été réalisées grâce au carottier à piston « Calypso » et à un carottier carré (ou C2 : « Calypso CASQ »), pour le « box core », qui permet de récolter davantage de sédiment mais sur une profondeur plus faible (Fig.10). Ces carottiers ont été développés à l’IPEV, par Yvon Balut.


A

B

Figure 10 : Matériel utilisé pour le prélèvement des carottes et du « box core ». A : le carottier carré ; B : le carottier à piston Calypso. Coring Systems used. A: a box corer; B: Calypso piston corer

Faisant partie d’un programme international (IMAGES), ces trois carottes ont été

réparties sur différents laboratoires (Université de St Petersburg, USA ; LSCE de Gif-sur-Yvette ; PBDS de Lille1), afin de pouvoir effectuer des analyses multiples et variées dont les résultats pourront être comparés, voire associés. Les études menées dans le cadre de ce travail ont été réalisées sur la carotte MD02-2552. DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 15

II. Découpe et ouverture de la carotte D’une longueur de 34.16 m, la carotte MD02-2552 a été découpée en 23 sections de 1.5 m. Celles-ci sont ensuite sciées dans leur longueur afin d’obtenir deux demi-cylindres. La description se fait sur une seule moitié, l’autre servant d’archive.

Seules les sections de VI à XXIII ont été ouvertes et décrites sur le Marion Dufresne. Les sections de I à V, supposées à l’origine comme étant composées de sédiments d’interface liquides, ont été congelées puis ouvertes au laboratoire PBDS (Processus et Bilans des Domaines Sédimentaires) de Lille1.

III. Description La description d’une carotte sédimentaire se fait en représentant un log et en annotant les informations qui concernent la nature du sédiment, sa granulométrie, sa couleur, son état d’oxydation, son contenu biologique visible, ses figures sédimentaires et la présence de végétation (un exemple de log est donné en annexes).

3.1. Granulométrie Lors de la description, la granulométrie est déterminée visuellement. Les sédiments de la carotte MD02-2552 sont relativement homogènes, du point de vue granulométrique, sur l’ensemble des sections. Il s’agit d’argile voire de silt très fin.

3.2.Couleur Sur les 330 premiers cm de la carotte, les sédiments sont essentiellement noirs avec parfois l’apparition de quelques petits niveaux gris foncé. En profondeur, les dépôts deviennent gris brunâtre avec de nombreuses lamines noires ou beiges. On trouve également, intercalées à différentes profondeurs au sein de la carotte sédimentaire, des lamines rouges ou ocres.

3.3. Etat d’oxydo-réduction Le sédiment présente la forme oxydée, de couleur rouille, et la forme réduite, de couleur noire. Les sédiments sont globalement réduits sur l’ensemble de la carotte à l’exception des petits niveaux de lamines rouges, oxydés, qui s’intercalent dans les dépôts.

3.4. Contenu biologique . MD02-2552 contient peu d’espèces biologiques visibles à l’œil nu. Cependant la partie supérieure de la carotte, sur les 300 premiers cm, est riche en spicules et quelques horizons d’accumulation de foraminifères y ont été identifiés.

3.5. Figures sédimentaires Les sédiments de MD02-2552 sont caractérisés par une lamination sub-horizontale très fine, marquée par des variations de couleur pouvant être subtiles, qui s’observent sur la grande majorité de la carotte.


3.6. Végétation Les faciès noirs que l’on a identifiés dans la partie supérieure de la carotte, sont riches en débris d’algues (Sargassum). Présents dès les premiers cm, on les retrouve jusqu’à une profondeur d’environ 300 cm.

IV. Etudes préliminaires Avant que les trois carottes prélevées dans le Bassin d’Orca ne soient envoyées dans différents laboratoires, des études préliminaires ont été menées sur le Marion Dufresne, comme la mesure de la susceptibilité magnétique qui permettra une bonne corrélation entre les carottes, la détermination de paramètres physiques (porosité, densité, …) ou la réflectance. Ces analyses ont été faites sur les sections VI à XXIII avec une résolution de 2 cm.

V. Etudes en laboratoire

5.1. Echantillonnage Une fois la description de la section de la carotte terminée, un « U-channel » est confectionné. Il s’agit d’un tube de forme rectangulaire, creux, que l’on enfonce dans les sédiments, au centre du demi-cylindre servant aux analyses, afin de récolter une portion représentative de la section étudiée (Fig.11).

Figure 11 : prélèvement d’un U-channel sur une section de carotte. U-channel sampling on a core section


L’échantillonnage se fait par prélèvement d’un cm de sédiment tous les 10 cm, au sein

du « U-channel ». Chaque échantillon est pesé afin de déterminer son poids humide. Il est ensuite mis à l’étuve, à 60 °C, pendant quelques jours, afin de lui faire perdre toute son eau. Il est de nouveau pesé, une fois bien sec ; la différence de poids entre les deux pesées nous permettant de déterminer sa teneur en eau (en pourcentage massique). Les différentes analyses souhaitées (granulométrie laser, minéralogie des argiles, analyses chimiques) peuvent être réalisées après avoir terminer ce « pré-traitement ».

5.2. Granulométrie laser

5.2.1. Principe de la méthode Pour cette étude, un granulomètre laser « Malvern Mastersizer 2000 » a été utilisé. Il fonctionne de la façon suivante : un faisceau laser vient diffracter sur une cellule remplie, via une cuve, par le sédiment en suspension dans de l’eau. L’angle de diffraction, inversement proportionnel à la taille du grain, est mesuré par une cellule photoélectrique. Une série d’algorithmes, réalisée par ordinateur, calcule une courbe de distribution de la taille des grains de l’échantillon, ainsi que différents paramètres (indice d’obscuration de la cellule de mesure, percentiles, …) (Fig.12). Cette technique permet d’étudier, rapidement et avec une bonne précision, une grande série d’échantillons.

Figure 12 : Courbe de distribution de la taille des grains donnée par un granulomètre laser. Grain size distribution calculated by a laser grain-sizer.

5.2.2. Préparation de l’échantillon Une petite quantité d’échantillon préalablement séché (cf.§5.1.p.16), moins d’un gramme suffit dans le cas de sédiments très fins comme pour ceux de MD02-2552, est mise dans un pilulier rempli, à moitié, d’eau. Celui-ci, une fois bouché, est secoué légèrement sur une table d’agitation, pendant quelques heures, afin de bien désagréger le sédiment. Les ultrasons, souvent employés à cette étape de la préparation pour permettre une meilleure dispersion du sédiment, ne sont pas utilisés ici car ils sont susceptibles de détruire les foraminifères (Trentesaux et al., 2001).


Lorsque l’échantillon est bien désagrégé, on le met dans la cuve du granulomètre laser. Celle-ci est remplie d’eau du robinet pour des raisons de simplicité, un blanc étant réalisé avant la mesure d’un nouvel échantillon. Chaque échantillon a été analysé deux fois, avec un passage normal et un passage décarbonaté pour lequel on a rajouté de l’acide chlorhydrique en excès dans la cuve avant mesure, ceci afin de pouvoir déterminer le pourcentage de CaCO3 selon la méthode décrite par Trentesaux et ses collaborateurs (2001).

5.2.3. Traitement informatique des données Une fois l’analyse achevée, l’ensemble des données est transféré dans un fichier Excel. Un certain nombre de paramètres, utiles dans le cadre de l’étude granulométrique d’une colonne sédimentaire, est calculé (Folk et Ward, 1957 ; in Lindholm, 1987) :

la médiane : elle donne une indication sur la taille globale des grains de l’échantillon. Elle est donnée en phi (Φ) qui est égale au négatif du logarithme en base 2 de la taille en mm de la particule. Plus le phi est grand, plus la taille moyenne des grains est faible.

le tri (σ1) : il indique l’homogénéité des tailles des particules de

l’échantillon. Pus le tri est bon (σ1 petit), plus les particules composant l’échantillon ont une taille similaire. Il est également exprimé en phi (Φ).

5.2.4. Critique de la méthode La granulométrie laser est une méthode simple qui permet d’analyser un grand nombre d’échantillon en peu de temps. Cela peut pousser le manipulateur à vouloir aller trop vite. L’étape de dispersion du sédiment est, en effet, souvent négligée. Quand elle est prise en compte, elle se limite à 2 h. Dans le cas de sédiments très fins comme lors de cette étude, il a été remarqué que les résultats peuvent être considérablement améliorés lorsque les échantillons sont placés sur une table d’agitation pendant plus de 48 h.

5.3. Minéralogie des argiles

5.3.1. Principe de la méthode La minéralogie des argiles est déterminée par diffraction des rayons X. Comme tout corps cristallisé, les argiles sont constituées d’atomes qui s’arrangent suivant des plans cristallins spécifiques, appelés plans réticulaires. Lors de l’analyse, un faisceau de rayons X vient diffracter sur ces plans spécifiques selon une loi dite « loi de Bragg » :

λ = 2d sinθ

λ = longueur d’onde de la source d = distance entre deux plans parallèles

successifs du réseau cristallin θ = angle entre le faisceau incident et le

réseau de plans Ainsi, connaissant la longueur d’onde (λ) de la source émettrice des rayons X et l’angle d’incidence (θ) que fait le faisceau avec une préparation représentative de l’échantillon analysé, on peut déterminer l’espacement entre les plans cristallins constitutifs de cet échantillon.


Les minéraux argileux sont des phyllosilicates. Cela signifie qu’ils sont formés de l’empilement de feuillets dont l’équidistance, dans les conditions naturelles, et sa variabilité, sous l’effet de traitements variés, constituent les principaux caractères distinctifs entre les diverses grandes familles argileuses (Holtzapffel, 1985).

Pour que l’analyse aux rayons X fassent apparaître essentiellement ces paramètres sur les diffractogrammes, il est nécessaire de préparer les échantillons suivant un protocole expérimental précis.

5.3.2. Protocole expérimental Les différentes opérations à effectuer pour préparer un échantillon, avant de le passer en analyse diffractométrique, ont été précisément définies par Holtzapffel en 1985. Bien que certaines méthodes aient été légèrement modifiées depuis, avec l’apport d’instruments plus modernes, le protocole expérimental reste le même : o délitage : l’échantillon est placé dans un pilulier avec un fond d’eau distillée où il est

délité à l’aide d’un agitateur magnétique. o décarbonatation et rinçages : l’élimination des carbonates est nécessaire car ils diluent la

fraction argileuse, gênent sa défloculation et la préparation de lames orientées (cf. p.21). On ajoute donc 5 ml d’acide chlorhydrique à 20% dans le pilulier qui est toujours sous agitation. Au bout de 10 min, la solution est testée au papier pH. Si elle n’est pas acide, tous les carbonates ne sont pas dissous. Il faut alors rajouter un peu de HCl. Dans le cas contraire, on dilue la suspension en complétant le pilulier d’eau distillée pour stopper l’attaque acide. On teste une nouvelle fois la solution, après 10 min, afin de s’assurer qu’elle est toujours acide, preuve de la bonne dissolution des carbonates. On laisse ensuite décanter naturellement la suspension que l’on va rincer plusieurs fois en retirant la solution surnageante acide, puis en rajoutant de l’eau distillée. Cette opération est réalisée jusqu’à ce que les argiles soient défloculées, c’est-à-dire que l’eau surnageante reste trouble malgré une longue phase de décantation.

o microhomogénéisation et sédimentation : une fois défloculée, la solution est

microhomogénéisée grâce à un « mixeur électrique » pour bien remettre en suspension l’ensemble des particules. Puis, on la laisse sédimenter pendant 1 h 15 min.

o prélèvement de la phase inférieure à 2 µm et centrifugation : on cherche à prélever

uniquement les particules inférieures à 2 µm afin de concentrer les minéraux argileux dans notre préparation. Or la sédimentation est basée sur la loi de Stockes :

t = 190x/d2 t = temps de sédimentation (en min) d = diamètre des particules (en µm) x = profondeur de descente des particules de diamètre d (en cm)

Au bout de 1 h 15 min, il faut donc prélever les 1.5 cm supérieurs de la solution avec une seringue (Fig.13). Le prélèvement est ensuite centrifugé à 3500 tr/min pendant au moins 1 h.


Figure 13 : Prélèvement de la fraction inférieure à 2 µm après 1 h 15 min (Holtzapfell, 1985).

Less than 2 µm particles sampling after 1 h 15’. o confection de lames orientées: elles permettent de présenter , au faisceau incident, le plus

grand nombre de plans réticulaires de densité maximum (parallèles à l’allongement du minéral), ce qui améliore la réponse des minéraux argileux à la diffraction des rayons X. Le culot de centrifugation est récupéré à l’aide d’une spatule et étalé sur une lame rainurée grâce à une lamelle de verre (Fig.14).

Figure 14 : Confection des pâtes orientées (Holtzapfell, 1985). Preparation of oriented clay slides.

o traitements : une analyse diffractométrique complète nécessite plusieurs traitements qui

mettent en évidence la variabilité de l’équidistance entre les feuillets des argiles. Chaque échantillon passe trois fois au diffractomètre : au naturel, après gonflement sous vapeur d’éthylène glycol et après chauffage à 490 °C.

o dépouillement des diffractogrammes : les trois diffractogrammes obtenus par échantillon

nous permettent de déterminer la nature des minéraux argileux et d’effectuer une analyse semi-quantitative de ceux-ci par l’intermédiaire du programme informatique MacDiff 4.2.4a (Fig.15 ; Petschick, 1999). Différents rapports de minéraux argileux sont calculés à partir des aires des leurs pics sur le diffractogramme de l’essai glycolé (Fig.15). Ainsi un rapport (illite (I) + chlorite (C))/smectite (S), se calcule en divisant la somme de l’aire du


pic de l’illite à 10 Å et celle du pic de la chlorite à 3.54 Å, par l’aire du pic de la smectite à 17 Å.

Figure 15 : Exemple d’un diffractogramme avec annotations des pics. Example of diffraction spectrum with picks annotations

5.3.4. Critique de la méthode Cette méthode et l’appareillage disponible au sein du laboratoire PBDS de Lille 1 (diffractomètre Philips, PW1729) permettent d’analyser en haute résolution, les minéraux argileux de façon continue sur de grandes séries d’échantillons.

Il ne faut, néanmoins, pas perdre de vue que comme toute méthode expérimentale, elle a son lot d’incertitudes. Elle utilise, tout d’abord, la loi de Stokes qui normalement s’applique aux particules sphériques, ce qui n’est pas le cas des argiles qui sont de forme aplatie, pouvant entraîner un prélèvement de 5 à 10 % de particules hors-calibre (> 2 µm). Une aspiration trop rapide, lors du prélèvement, entraînant des turbulences, peut avoir le même type de conséquences (Holtzapffel, 1985). Enfin une certaine quantité de particules fines peuvent être perdue lors des différents rinçages que subit l’échantillon.

5.4. Analyses chimiques

5.4.1. Principe de la méthode Des analyses chimiques sont réalisées sur la carotte MD02-2552 à l’aide d’un ICP-OES (spectrométrie d’émission plasma à couplage inductif) pour les éléments majeurs et d’un ICP-MS (Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometer ou spectromètre de masse quadripolaire à source plasma) pour les éléments en traces. DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 22

Pour les deux méthodes le fonctionnement diffère peu. L’échantillon à analyser subit d’abord un traitement chimique visant à dissoudre totalement les différents composants qui le constituent (cf. § suivant). La solution ainsi obtenue est ensuite introduite, à l’aide d’une pompe péristaltique, dans une chambre de vaporisation où elle est transformée en un aérosol de très fines gouttelettes à l’aide d’argon gazeux. Celui-ci est envoyé dans un plasma d’argon à très haute température (entre 6 000 et 10 000 °C), suffisante pour ioniser complètement la plupart des éléments.

C’est à ce moment que les méthodes diffèrent. Pour l’ICP-OES, les atomes, excités, émettent de la lumière dont la longueur d’onde

leur est caractéristique. La lumière est transmise par l’intermédiaire d’un système optique vers un détecteur qui permet le dosage de l’élément.

Dans le cas de l’ICP-MS, un système de vide différentiel accélère les ions du plasma vers un ensemble de lentilles électrostatiques, qui extrait les ions chargés positivement et les transporte vers un filtre de masse quadripolaire. Celui-ci transmet, vers un détecteur, seulement les ions présentant un rapport, masse sur charge, particulier. Pour un isotope donné, le nombre d’ions mesuré permet de calculer directement la concentration de l’élément analysé (Fig. 16).

Figure 16 : Schéma représentant le fonctionnement d’un ICP-MS (modifié d’après Steve Kvech in Worley et Kvech).

Diagram of ICP-MS functioning.

L’ICP, doté d’une grande sensibilité, permet une analyse rapide, multiélémentaire et simultanée.

5.4.2. Préparation des échantillons Les échantillons nécessitent un traitement qui vise à les dissoudre totalement. Une succession de différentes attaques chimiques sont donc réalisées sur 0.5 g d’échantillon, préalablement réduit en poudre, dans un tube en Téflon : o attaque à l’acide fluorhydrique (HF) : 10 ml de HF à 40 % sont ajouté dans le tube en

Téflon que l’on referme hermétiquement et place pendant 12 h à 140 °C, sur une plaque


chauffante, pour une meilleure attaque acide. Il est ensuite réouvert pour permettre l’évaporation, jusqu’à la moitié, de l’HF, à 120 °C. Cette attaque est réalisée pour détruire les silicates.

o attaque à l’acide perchlorique : on en ajoute 100 µl et on laisse évaporer l’ensemble, à

120 °C, jusqu’à ce que le résidu soit sec mais pas desséché. Cette attaque permet d’éviter la formation d’un précipité, par réaction entre l’HF et le Ca2+ présent dans la solution.

o attaque à l’aide d’un mélange d’acide nitrique (HNO3) et d’acide chlorhydrique (HCl) :

6ml de HNO3 et 2 ml de HCl sont versés dans le tube qui est, à nouveau, fermé et mis à 140 °C pendant 12 h. Le tout est ensuite évaporé totalement à 120 °C. Cette étape consiste à détruire les carbonates et la matière organique de l’échantillon.

o ajout d’eau pure redistillée (milli-Q) : une fois le résidu sec, 10 ml d’eau milli-Q sont

ajouté au tube en Téflon que l’on secoue, puis replace, fermé, à 120 °C pendant 2 h. Enfin, on le laisse refroidir afin de procéder à la filtration de la solution, dernière étape avant le passage en ICP.


RESULTATS

I. Modèle d’age

1.1. Construction du modèle d’âge Il est nécessaire dans les études paléoclimatiques de disposer d’un bon modèle d’âge.

Aucune datation n’ayant été effectuée sur notre carotte (MD02-2552), il était impossible de construire notre propre modèle d’âge. Or, il en a été établi un sur la carotte jumelle de MD02-2552 (MD02-2551) à partir de datations au 14C (les ages étant ensuite retranscrits en calendaire), par Flower et Hill de l’Université de St Petersburg (USA).

Les deux carottes ont pu être corrélées grâce à la susceptibilité magnétique (Fig.17).

0.0

10.0

20.0

30.0

40.0

50.0

60.0

70.0

5 10 15 20 25 30 35

Profondeur en m (calée sur MD02-2552)

Susc

eptib

ilité

mag

nétiq

ue (1

0-6 S

I)

susc (51)susc (52)

Figure 17 : Graphique montrant la bonne corrélation entre les enregistrements de susceptibilité magnétique de MD02-2551 et MD02-2552 (données de Kissel).

Good correlation between magnetic susceptibility records of MD02-2551 and MD02-2252. Il nous a donc été possible de construire un modèle d’âge pour MD02-2552 par extrapolation entre les deux carottes, en corrélant pic à pic la susceptibilité magnétique grâce à un programme informatique (AnalySeries). Cette opération a été effectuée deux fois par deux personnes différentes (Bout-Roumazeilles et Sionneau). Les résultats obtenus ont été très similaires (Fig.18).


05000

1000015000200002500030000350004000045000

0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500

Profondeur (cm)

Age

(ans

BP)

Figure 18 : Modèle d’age de MD02-2552. Les losanges représentent les points de corrélations

pris entre MD02-2551 et MD02-2552. MD02-2552 age scale. Diamonds are correlation pointers made between MD02-2551 and

MD02-2552. L’enregistrement sédimentaire couvre donc une période s’étalant de l’actuel jusqu’à près de 45 000 ans BP.

1.2. Informations obtenues La sédimentation dans le Bassin d’Orca semble relativement constante et continue, à partir de l’observation du modèle d’age. On ne distingue pas de modification catastrophique et brutale de la courbe age/profondeur. Nous avons pu également déterminer des taux d’accumulation, allant de 50 à 150 cm/1000 ans pour une moyenne de 75 cm/1000 ans (Fig.19).

0

20

40

60

80

100

120

140

160

0 5000 10000 15000 20000 25000 30000 35000 40000 45000

Age (ans BP)

taux

d'a

ccum

ulat

ion

(cm

/100

0 an

s)

Figure 19 : Taux d’accumulations de MD02-2552 en fonction du temps. Accumulation rates versus time.


Ces taux d’accumulation sont largement supérieurs à ceux proposés par Leventer et ses collaborateurs en 1982 (29 à 49 cm/1000 ans), inférieurs à ceux proposés par Brown et ses associés en 1999 (+ de 150 cm/1000 ans), mais correspondent à ceux calculés par Tompkins et Shephard en 1979 (+ de 1 m/1000 ans). Cependant, contrairement à ce que suggèrent ces derniers, la sédimentation au sein du Bassin d’Orca ne serait pas de type turbiditique, comme le prouve les dépôts laminés, de faible énergie, sur l’ensemble de la carotte. Ces taux d’accumulation importants constituent même un avantage pour des études paléoclimatiques à haute résolution (cf.§3.3.p.13).

1.3. Critique du modèle d’âge Il faut noter que les deux carottes jumelles MD02-2551 et MD02-2552 sont relativement bien corrélées, par susceptibilité magnétique, jusqu’à la fin de l’enregistrement de MD02-2551 vers 1338 cm de profondeur, c’est-à-dire à un age de 19 200 ans BP.

Il a été supposé que les dépôts du sommet de la carotte sont actuels. Parce qu’il a été extrapolé entre ces deux points pour toute la partie supérieure de la

carotte, le modèle d’age est vraisemblablement approximatif entre 0 et 19 200 ans BP. Il faut également faire attention aux valeurs maximales du taux d’accumulation qui

sont vraisemblablement dues à la méthode de corrélation entre les carottes. Le taux d’accumulation moyen (~75 cm/1000 ans) est sans doute plus fiable.

II. Granulométrie

2.1. Paramètres granulométriques : médiane et tri L’apparente homogénéité de la granulométrie des sédiments de MD02-2552, observée lors de la description de la carotte (cf.§3.1.p.16), a été confirmée par granulométrie laser (Fig.20).

6

6,5

7

7,5

8

8,5

9

9,5

100 10000 20000 30000 40000 50000

Age (ans BP)

Méd

iane

(phi

)

0

0,5

1

1,5

2

2,5

Tri (

Sigm

a 1)médiane

tri

Figure 20 : Evolution de la médiane et du tri des sédiments de MD02-2552.

Evolution of sediment graphic mean and inclusive graphic standard deviation of MD02-2552.


La médiane varie peu sur l’ensemble de la carotte. Elle est en moyenne de 7.22 Φ, ce qui correspond à une taille de 6.6 µm, plaçant les sédiments de MD02-2552 dans la classe granulométrique des silts fins à très fins. La médiane et le tri évoluent de façon opposée sur l’ensemble de la carotte. Lorsque la taille moyenne des particules du sédiment augmente (Φ diminue), le tri est moins bon (σ1 augmente). Ainsi les dépôts très fins sont bien triés et inversement les plus « grossiers » sont moins bien triés. On peut distinguer une évolution générale des paramètres granulométriques au cours du temps. Les sédiments deviennent de plus en plus fins et de mieux en mieux triés depuis 40 000 jusqu’à 24 000 ans BP. Après 24 000 ans BP, les dépôts sont plus « grossiers » et moins bien triés. Ce schéma général est perturbé par deux pics distincts de sédiments plus grossiers à 21 300 et 22 850 ans BP. On trouve également des pics de matériel fin à des périodes où le sédiment est globalement plus grossier (12 650, 42 800 et 43 200 ans BP). La médiane montre également une bonne corrélation avec la teneur en eau (Fig.21).

0

10

20

30

40

50

60

70

0 10000 20000 30000 40000 50000

Age (ans BP)

% m

assi

que

eau

66,577,588,599,51010,511

Méd

iane

(phi

)

médiane

teneur en eau

43 200 ans42 800 ans

22 850 ans21 300 ans

12 650 ans

Figure 21 : Corrélation entre la teneur en eau et la médiane. Correlation between water content and graphic mean.

La courbe de teneur en eau a une allure caractéristique dans la partie supérieure de la carotte jusqu’à une profondeur de 2500 m soit un âge de 34 500 ans BP. Les sédiments de surface, peu compactés, ont un pourcentage massique d’eau élevé (environ 50 %). Celui-ci diminue progressivement en profondeur, dû à l’expulsion de l’eau interstitielle sous l’effet de la compaction des sédiments. Les légères variations de la teneur en eau, observées au cours de cette diminution globale, sont la conséquence de fluctuations de la taille moyenne des grains. Plus ils sont gros, plus ils résistent à la compaction et plus ils conservent l’eau interstitielle.

Une augmentation brutale du pourcentage massique d’eau s’observe vers 34 500 ans BP et correspond à un passage à des sédiments légèrement plus « grossiers ».


La médiane et le tri, exposé dans ce travail, concernent l’ensemble du sédiment, tant la partie terrigène que la partie biogène. Les paramètres (Φ et σ1) qui ont été déterminés lors du passage de l’échantillon décarbonaté, au granulomètre laser (cf.§5.2.2.p.19), ne sont pas étudiés car ils ne caractérisent qu’une partie de la phase terrigène du sédiment, le carbonate détritique ayant été dissous.

2.2. Teneur en CaCO3

Il a été possible de déterminer la teneur en carbonates des sédiments de MD02-2552, à l’aide de la granulométrie laser, en utilisant la méthode décrite par Trentesaux et ses collaborateurs en 2001 (Fig.22).

02468

101214161820

0 10000 20000 30000 40000 50000

Age (ans BP)

% C

aCO

3

% CaCO3 Moy. mobile sur 4 pér. (% CaCO3)

Figure 22 : Evolution de la teneur en CaCO3 des sédiments de MD02-2552.

CaCO3 content in MD02-2552 sediments. La teneur en CaCO3 fluctue énormément mais dépasse rarement les 15 %. Le taux moyen de carbonates sur l’ensemble de la carotte est de 7 %, pour un minimum de 0 % et un maximum de 17 %. Ces valeurs correspondent à celles calculées lors de précédentes études dans le Bassin d’Orca (Tompkins et Shephard, 1979). Cependant, dans la méthode utilisée (Trentesaux et al., 2001), il est dit que pour des teneurs en carbonates inférieures ou égales à 15 %, les mesures de CaCO3 effectuées arrivent aux limites de précision du granulomètre laser. Le taux d’erreur est alors très élevé. Afin de vérifier la précision des teneurs déterminées, une série de 28 échantillons, prélevés sur l’ensemble des sections VI à XXIII, a été analysée au calcimètre Bernard. Cette méthode consiste à déterminer le pourcentage de CaCO3 à partir de la quantité de CO2 qui se dégage de l’échantillon après attaque acide à l’HCl. Les valeurs obtenues étaient du même ordre de grandeur que celles calculées par granulométrie laser, et montraient la même tendance évolutive en fonction du temps. Pour plus de sécurité, la courbe d’évolution de la teneur en CaCO3 a été comparée aux données de réflectance acquises sur le bateau (Fig.23). La réflectance peut être, en effet, utilisée comme une approximation de la teneur en CaCO3 (Balsam et al., 1999).


20

25

30

35

40

45

50

55

0 10000 20000 30000 40000 50000Age (ans BP)

réfle

ctan

ce (L

*)

0

5

10

15

20

25

30

35

40

% C

aCO

3

L*

% CaCO3

35

800

ans

36 8

00 a

ns

Figure 23 : Comparaison entre la teneur en CaCO3 et la réflectance (L*). Comparison between CaCO3 content and lightness (L*).

La courbe de teneur en CaCO3 et la réflectance montrent les mêmes grandes tendances évolutives. Certaines différences sont, tout de même, présentes :

une forte chute du CaCO3, entre 35 800 et 36 800 ans BP, dont on ne voit pas l’expression sur la courbe de réflectance,

une moins bonne corrélation entre les deux courbes, après 18 000 ans BP,

vraisemblablement due aux fortes teneurs en eaux et/ou à la couleur très sombre du sédiment.

Bien qu’il soit possible que les valeurs de CaCO3, calculées par granulométrie laser,

ne soient pas très précises, l’ensemble des analyses complémentaires qui ont été menées (calcimétrie, comparaison avec la réflectance) semble prouver que l’on peut utiliser la courbe d’évolution des teneurs en carbonates au cours du temps, dans nos résultats et en tirer des informations relativement fiables.

III. Minéralogie des argiles

3.1. Les différents minéraux argileux Le cortège argileux a été déterminé qualitativement et semi-quantitativement par analyses des diffractogrammes (Brown et Brindley, 1980 ; Holtzapffel, 1985). Il est constitué de smectite, d’illite, de chlorite, de kaolinite et d’interstratifiés illite-smectite (Fig.24 et Tab.1). On trouve également sur les diffractogrammes du quartz, des feldspaths et des amphiboles (cf. exemple p.22). DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 30

Figure 24 : Pourcentages des différents minéraux argileux et leurs corrélations. Clay minerals percentages and their correlations.


Smectite (%) Illite (%) Chlorite (%) Kaolinite (%)

IS (%)

moyenne

60 15 10 10 5

écart-type

15.71

7.7 5.57 3.33 1.87

minimum 20 5 0 0 0

maximum

85

35

25

25

15

Tableau 1 : Moyenne, écart-type, minimum et maximum des pourcentages de chaque minéral

argileux. Mean value, deviation, minimum and maximum of each clay mineral.

La smectite est le minéral constitutif majeur de la phase argileuse (60 % en moyenne), pouvant atteindre des valeurs proches de 85 % au sommet de la carotte. L’illite (15 %), la chlorite (10 %), la kaolinite (10 %) et des traces d’interstratifiés (IS) complètent le message argileux. Des teneurs similaires ont été obtenues lors de précédentes études (Chamley et Kennett, 1976 ;Tompkins et Shephard, 1979). Afin de faciliter la lecture des enregistrements, ils ont été divisés, à partir des grandes tendances évolutives du pourcentage de smectite, en trois grandes périodes : la première concernant la partie antérieure à 38.5 ka BP, la seconde allant de 38.5 à 16 ka BP et la dernière de 16 ka BP à aujourd’hui. Elles sont représentées par l’alternance de bandes grises claires et blanche sur la figure 24, les grises plus foncées montrant les variations rapides qui perturbent le schéma général.

o la première période (avant 38.5 ka BP) : Elle est caractérisée par des teneurs en kaolinite plus élevées que dans le reste de l’enregistrement (Tab.2), les autres minéraux argileux étant relativement stables. On peut noter, tout de même, la présence des hausses importantes de l’illite (~25 %) et de la chlorite (~15 %) vers 41.3 ka BP ; ainsi que de la kaolinite (~25 %) vers 42.2 ka BP (Fig.24).

Smectite (%) Illite (%) Chlorite (%) Kaolinite

(%) IS (%)

moyenne

55 15 10 15 5

écart-type

7.24

3.62 3.18 2.9 1.98

minimum 35 10 5 10 0

maximum

70

25

20

25

15


argileux pour la première période. Mean value, deviation, minimum and maximum of each clay mineral, for the first time-period.

o la seconde période (38.5 à 16 ka BP) : C’est une période plus perturbée où les

différents minéraux argileux ont des teneurs qui varient beaucoup. Elle est caractérisée DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 32

par des pourcentages plus élevés d’illite et de chlorite que les autres intervalles de temps (Tab.3). Les teneurs de ces deux minéraux augmentent rapidement entre 38.5 et 37.5 ka BP, puis entre 34.5 et 31 ka BP. Ils diminuent ensuite progressivement jusqu’à 16 ka BP, malgré des phases rapides d’augmentation qui viennent s’intercalées dans cette tendance générale (27.5, 21.3 et 18 ka BP).


(%) IS (%)

moyenne

55 20 10 10 5

écart-type

15.16

7.55 5.61 2.48 1.86

minimum 20 5 0 5 0

maximum

85

35

25

15

10


argileux pour la seconde période. Mean value, deviation, minimum and maximum of each clay mineral, for the second

time-period.

o la troisième période (16 à 0 ka BP) : Elle est caractérisée par un taux très élevé et relativement constant de smectite (Tab.4). Cette relative stabilité est perturbée légèrement, entre 11.3 et 8.2 ka BP, par une diminution de la teneur en smectite (65%) et une augmentation de l’illite (15 %), la chlorite et la kaolinite (10 % chacun).


(%) IS (%)

moyenne

75 10 5 5 5

écart-type

6.02

2.47 2.15 2.25 1.35

minimum 55 5 0 0 0

maximum

85

15

10 15

10


argileux pour la troisième période. Mean value, deviation, minimum and maximum of each clay mineral, for the third

time-period.

3.2. Rapports de minéraux argileux

Les pourcentages d’illite et de chlorite suivent exactement les mêmes tendances, tout au long de l’enregistrement et semblent intimement liés. Il a donc été choisi de les associer dans les rapports des minéraux argileux, qui ont été effectués afin de bien saisir l’évolution d’un minéral argileux par rapport à l’autre (Fig.25). DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 33

Figure 25 : Evolution dans le temps de trois rapports de minéraux argileux. (S : smectite, I : illite, C : chlorite, K : kaolinite)

Time evolution of three clay mineral ratios. DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 34

Les trois grandes périodes et les diverses variations qui les affectent, décrites dans le paragraphe précédent, se retrouvent dans l’évolution des différents rapports de minéraux argileux (Fig.25).

o La première période (avant 38.5 ka BP) : Les rapports (I+C)/S et (I+C)/K sont faibles (Fig.25), montrant que cette période est relativement moins riche en illite et chlorite. Au contraire le rapport K/S élevé signale bien une présence importante de kaolinite à cette époque dans les sédiments du Bassin d’Orca. Le pic d’illite et de chlorite, identifié à 41.3 ka BP, se retrouve dans l’augmentation des rapports (I+C)/S et (I+C)/K.

o La seconde période (38.5 à16 ka BP) : C’est la partie de l’enregistrement sédimentaire

où les rapports fluctuent le plus. Elle est caractérisée par un rapport (I+C)/S élevé en comparaison aux autres périodes de temps au cours desquelles il reste faible et relativement constant (Fig.25). Les deux rapports (I+C)/S et K/S diminuent progressivement, à partir de 34 ka BP, preuve de l’augmentation des apports de smectite dans le bassin. Les différents pics d’illite et de chlorite qui surviennent au cours de cette période, se retrouvent dans l’évolution des différents rapports (38.5 à 37.5, 34.5 à 31, 27.8, 21.3, 18 ka BP).

o La troisième période (à partir de 16 000 ans BP) : Elle est caractérisée par un rapport

(I+C)/S très faible et constant, en comparaison aux autres périodes de temps (Fig.25). Le rapport K/S, très faible, met également en évidence le fait que les sédiments, de cette tranche de temps, sont principalement constitués de smectite (~75 %). La petite variation, observée précédemment entre 11.3 et 8.2 ka BP, se distingue difficilement sur les différents rapports. Enfin, il est curieux de remarquer deux pics importants du rapport (I+C)/K, à 3.5 et 1.3 ka BP, dont on n’avait pas trouvé l’expression sur les variations des différents minéraux argileux. Ils sont vraisemblablement dus à une diminution des teneurs en kaolinite des sédiments.

3.3. Synthèse L’étude des minéraux argileux nous a permis de définir trois grandes périodes de temps :

avant 38.5 ka BP : les sédiments sont riches en smectite et en kaolinite,

entre 38.5 et 16 ka BP : les sédiments sont caractérisés par une forte teneur en illite et chlorite, et montrent des grandes fluctuations des différents rapports de minéraux argileux,

après 16 ka BP : les sédiments sont très riche en smectite et sont caractérisés par

un rapport (I+C)/S relativement constant en comparaison aux autres périodes de temps.

Ces grandes tendances sont entrecoupées de variations plus rapides des différents

rapports de minéraux argileux (41.3, 38.5 à 37.5, 34.5 à 31, 27.8, 21.3, 18, 11.3 à 8.2 ka BP).


III. Analyses chimiques Différents problèmes (livraisons tardives de standards, ICP surchargé d’analyses induisant une longue période d’attente avant obtention des résultats, problèmes de calibration du matériel, …) ont retardé l’avancée des analyses. Les résultats, en cours d’acquisition, ne peuvent être présentés au sein de ce rapport.

IV. Comparaison des différents résultats Afin de bien comprendre le fonctionnement du système étudié, il est indispensable de confronter l’ensemble des résultats à notre disposition. Il nous a donc été possible de comparer :

la teneur en feldspaths de la fraction inférieure à 2 µm, grâce à l’intensité des pics identifiés sur les diffractogrammes (cf.p.22). Elle est représentative de la teneur de l’ensemble des minéraux non argileux (quartz, amphibole, feldspaths). Ces minéraux sont caractéristiques des apports détritiques.

l’évolution de la teneur en CaCO3 des sédiments,

la médiane, obtenue par granulométrie laser. Comme elle est bien corrélée

avec le tri, il n’a pas été nécessaire de représenter les deux courbes.

la susceptibilité magnétique, grâce aux données acquises au LSCE. Elles ont été retravaillées par Catherine Kissel. Il semble que la susceptibilité magnétique permette de connaître l’intensité du détritisme : plus elle est importante plus on se situe dans une phase détritique accrue.

le rapport (I+C)/S. Ayant déjà été comparés les uns aux autres, il était

inutile de représenter l’ensemble des rapports de minéraux argileux. (I+C)/S a l’avantage de bien caractériser les différentes périodes de temps définies précédemment.

une courbe de δ18O, calculé à partir d’analyses effectuées sur les

foraminifères planctoniques de la carotte MD02-2551. Cette courbe fait partie des résultats communiqués par Flower et ses collaborateurs (2004). Elle nous permet de nous recaler sur les études paléoclimatiques, déjà réalisées dans le Bassin d’Orca, et notamment sur l’arrivée d’eau de fonte, en provenance de la calotte Laurentide, entre 14 et 11 ka BP (Emiliani et al., 1975 ; Kennett et Shackleton, 1975 ; Leventer et al., 1982, 1983 ; Kennett et al., 1985 ; Broecker et al., 1989 ; Flower et Kennett, 1990 ; Marchitto et Wei, 1995 ; Brown et Kennett, 1998). Elle nous permet également d’avoir une idée sur le volume de glace stocké aux hautes latitudes, sur les apports d’eau de fonte en provenance de la calotte Laurentide et sur l’évolution du climat (réchauffement- refroidissement). C’est l’unique enregistrement qui n’a pas été réalisé sur notre carotte.

Les trois grandes périodes et les diverses variations rapides, observées dans les

chapitres précédents, ont été replacées sur l’ensemble des paramètres étudiés (Fig.26). DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 36

Figure 26 : Corrélations des différents paramètres étudiés. Correlation between the different parameters of this study.


4.1. Les trois grandes périodes

Le découpage en trois grandes périodes, défini à partir de l’étude des minéraux argileux, s’intègre bien sur l’ensemble des différentes données. On retrouve une période intermédiaire (38.5 à 16 ka BP) durant laquelle l’ensemble des enregistrements sédimentaires fluctue énormément. Elle a été caractérisée, initialement, par de fortes teneurs en illite et chlorite, qui diminuent progressivement au cours du temps. Elle est également marquée par une forte susceptibilité magnétique et des teneurs en feldspaths et en carbonates qui évoluent sensiblement de la même façon que l’illite et la chlorite. Les sédiments qui se déposent, durant cet intervalle de temps, sont plus fins (la médiane baisse). Le δ18O est globalement plus élevé, entre 38.5 et 16 ka BP, que pour les périodes antérieure et postérieure. Celles-ci sont caractérisées par des enregistrements plus stables, des teneurs en smectite et une médiane plus élevées, une susceptibilité plus faible et peu de minéraux terrigènes non argileux (Feldspaths, …).

4.2. Les variations rapides Les fluctuations rapides des différents enregistrements, qui s’intercalent au sein des trois grandes périodes, possèdent les mêmes caractéristiques :

elles se produisent, toutes, lors d’une diminution du δ18O, mesuré sur les foraminifères planctoniques,

le rapport (I+C)/S augmente, signalant un apport plus important d’illite et

de chlorite (ou une diminution des apports en smectite) au sein du bassin,

la susceptibilité magnétique augmente, indiquant des apports détritiques plus importants,

une légère diminution de la médiane qui dénote une baisse de la taille des

particules constitutives du sédiment arrivant dans le bassin,

une augmentation légère du CaCO3,

une augmentation de la teneur en feldspaths, signifiant des apports plus importants en provenance du Mississippi.

Cette signature commune à ces évènements rapides, semble indiquer une origine

similaire.


INTERPRETATIONS

I. Informations préliminaires Avant de commencer l’interprétation des résultats, il est nécessaire d’introduire certaines informations qui nous aiderons à mieux comprendre l’évolution du message sédimentaire, au cours du temps.

1.1. Les différentes sources du matériel terrigène Les sédiments qui se déposent au sein du Bassin d’Orca, proviennent essentiellement du Mississippi, dont l’alluvionnement est environ 20 fois supérieur à ceux des autres cours d’eau bordant le Golfe du Mexique (Griffin, 1962 ; Chamley et Kennett, 1976). Les fleuves situés vers l’ouest, comme le Colorado ou le Rio Grande, n’apportent quasiment plus de sédiments (Balsam et Beeson, 2003). Le Mississippi a un bassin versant, d’une superficie de 3 220 900 km2, que l’on peut subdiviser en différentes zones. Chaque zone possède sa propre signature argileuse (Fig.27) :

o les grandes plaines centrales des Etats-Unis, à l’ouest du bassin versant, sont caractérisées par des teneurs en smectite élevées. Celle-ci provient des substrats Crétacé, Tertiaire et Pléistocène dont elle reflète la composition minéralogique (Griffin, 1962 ; Potter et al., 1975). Une augmentation de la teneur en illite, dans les sédiments en provenance de cette zone, peut s’observer après des périodes hivernales ou glaciaires, lorsque ce minéral, accumulé par érosion physique, est remobilisé rapidement par les précipitations ou les eaux de fonte (Weaver,1967).

o le nord et l’est du bassin versant du Mississippi délivrent des sédiments riche en illite

et chlorite, issus de l’érosion de roches du Paléozoïque inférieur et moyen (Griffin et al., 1968 ; Potter et al., 1975).

Figure 27 : carte de répartition des sources de minéraux argileux. Map of major clay minerals sources.


La rivière Apachicola qui draine une partie de la Floride, apporte au Golfe du Mexique

des sédiments riches en kaolinite (~70 %) (Griffin, 1962). En conditions normales, le Mississippi est caractérisé par des apports important en

smectite (> 50 %) du fait que les grandes plaines constituent la majeure partie de son bassin versant (Potter et al., 1975).

La carte qui positionne, de façon schématique, les différentes sources des minéraux

argileux, nous permettra de mieux comprendre l’évolution de la dynamique des apports terrigènes (Fig.27).

1.2. Evolution de la calotte glaciaire Laurentide depuis 115 ka Parce qu’elle a largué de larges volumes d’eau de fonte vers le Golfe du Mexique via le Mississippi, la calotte Laurentide a joué un rôle important dans la dynamique des apports terrigènes. Il est donc essentiel de bien connaître son évolution, afin de déterminer ses différentes périodes de fonte. C’est dans cette optique qu’un mémoire bibliographique sur le sujet a été réalisé en préparation à ce travail (Sionneau, 2004).

Nous ne rappellerons ici que les grandes périodes d’évolution de la calotte Laurentide (Fig. 28) :

115 ka BP : apparition de la calotte glaciaire Laurentide au niveau de l’Arctique Canadien (Fig.28A).

115 à 60 ka BP : développement progressif jusqu’à une extension

maximale vers 60 ka BP (Fig.28B et C).

60 à 40 ka BP : léger recul de la calotte Laurentide, dans sa partie sud-ouest (Fig.28D).

60 à 27-30 ka BP : grande phase de retrait de la calotte Laurentide qui

atteint un minimum vers 27-30 ka BP, ses limites suivant globalement celles du Bouclier Canadien (Fig.28E).

27-30 à 24-21 ka BP : reconstruction rapide jusqu’à une extension

maximale approximativement similaire à celle atteinte vers 60 ka BP (Fig.28E, l’extension maximale est figurée par la ligne noire).

24-21 à 16 ka BP : relative stabilité de la calotte Laurentide dans sa

position maximale.

16 à 7 ka BP : fonte rapide due au passage progressif à un stade interglaciaire (Fig.28F à H). Cette déglaciation se fait en plusieurs phases et est perturbée par des périodes de réavancée de la calotte, comme au cours du Dryas Récent.

7 ka BP : disparition quasi totale de la calotte Glaciaire Laurentide, seuls

quelques glaciers subsistent.


Figure 28 : Evolution de la calotte glaciaire Laurentide (d’après Dyke et Prest, 1987 ; Marshall et al., 2000 ; in Siegert, 2001 ; Dyke et al., 2002).

Laurentide Ice Sheet evolution.


II. Interprétation de l’enregistrement sédimentaire

2.1. Origine des fluctuations rapides du message sédimentaire Un certain nombre de fluctuations rapides des différents signaux sédimentaires, a été mis en évidence précédemment (8.2-11.3, 18, 21.3, 27.8, 31-34.5, 37.5-38.5 et 41.3 ka BP). Elles se produisent, toutes, au moment d’une forte diminution du δ18O. On sait que le δ18O, mesuré sur les foraminifères planctoniques, est notamment un indicateur du volume de glace stockée aux hautes latitudes, de salinité des eaux et de température. Dans notre cas, les diminutions brutales observées (de 1 à 2 ‰) ne peuvent être expliquées uniquement par une hausse des températures. L’arrivée, au sein du Golfe du Mexique, d’eau de fonte, peu salée et caractérisée par un δ18O très faible (-30 ‰), contribue à la chute brutale de ce signal (Emiliani et al., 1975 ; Kennett et Shackleton, 1975). Ces décharges d’eau de fonte sont des périodes au détritisme accru, enregistré par la susceptibilité magnétique, dû à des apports importants de sédiments d’origine terrigène. Ceux-ci proviennent essentiellement de la partie nord du bassin versant du Mississippi, riche en illite, chlorite et feldspaths dont les teneurs vont augmenter au sein des dépôts du Bassin d’Orca. La médiane des sédiments est plus petite, à de telles périodes, du fait de l’érosion des terrasses alluviales du Mississippi par les décharges d’eau de fonte qui apportent donc essentiellement des argiles (Brown et Kennett, 1998). L’arrivée, dans le Golfe du Mexique, de nutriments et de matière organique, en provenance du continent, permet une augmentation de la productivité primaire (et notamment des foraminifères capables de supporter de fortes chutes de la salinité), qui explique, en partie seulement, l’élévation de la teneur en carbonates dans les dépôts lors de tels évènements. En effet, une arrivée d’eau de fonte coïncide souvent avec un retour des conditions anoxiques dans le Bassin d’Orca. La dégradation de la matière organique, d’origine terrigène ou biogène, consomme tout l’oxygène des eaux stratifiées du fond du bassin. L’anoxie qui s’y installe, favorise la préservation des microfossiles calcaires (Leventer et al., 1983). La part de carbonates détritiques n’est pas, non plus, négligeable dans l’augmentation du CaCO3. L’étude de nannofossiles calcaires remaniés, issus de l’érosion de dépôts Crétacé et Tertiaire, montre une importante élévation de leur teneur dans les sédiments déposés lors d’une décharge d’eau de fonte (Marchitto et Wei, 1995). Ainsi les fluctuations rapides, observées sur les différents enregistrements des paramètres sédimentaires, semblent être la signature de l’arrivée de décharges d’eau de fonte dans le Golfe du Mexique, en provenance de la calotte Laurentide.

Elles peuvent avoir différentes origines possibles :

soit le débordement d’un lac proglaciaire (Teller, 1990 ; Teller et al., 2002). soit un phénomène dit de démantèlement (ou « surge ») de la calotte

Laurentide qui, sous l’effet de sa dynamique interne oscille entre des phases de construction et des phases de démantèlement (Mac Ayeal, 1993 ; in Siegert, 2001). Un « surge » est matérialisé par la présence d’événements de Heinrich dans les sédiments de l’Atlantique Nord, à hautes latitudes (Fig.29), et par des décharges d’eau de fonte, à basses latitudes.


Figure 29 : Schéma expliquant le mécanisme de « construction-démantèlement (ou surge )».

Cartoon showing the « binge- purge » mechanism.


2.2. Relation entre l’histoire de la calotte Laurentide et l’évolution des paramètres sédimentaires

2.2.1. Période de 46 à 38.5 ka BP. De 46 à 38.5 ka BP, la calotte Laurentide est dans une phase de relative stabilité (cf.p.40), qui se retrouve dans les enregistrements, peu fluctuants, des paramètres sédimentaires du Bassin d’Orca. L’abondance de la smectite, dans les dépôts, peut s’expliquer par le léger recul de la partie sud-ouest de la calotte (Fig.30). Les eaux de fonte, ainsi libérées, s’écoulent, via les grandes plaines centrales d’Amérique du Nord, par le réseau des différents tributaires du Mississippi, érodant des terrains riches en smectite. L’importance de la teneur en kaolinite, caractéristique de cette période, dans l’enregistrement sédimentaire, semble être la conséquence des faibles apports d’illite et de chlorite en provenance du nord. Ceux-ci diluent alors moins la kaolinite issue de l’érosion des roches du sud-est des Etats-Unis (Fig.30A). La susceptibilité magnétique (élevée mais relativement constante) confirme le fait que les apports terrigènes sont importants, mais fluctuent peu, au cours de cette période. L’unique modification rapide, bien identifiée sur le rapport (I+C)/S, qui vient perturber cette stabilité générale, est datée d’environ 41.3 ka BP. Cet âge correspond à l’événement de Heinrich 4, enregistré dans les dépôts de l’Atlantique Nord et les carottes de glace du Groenland (Bond et al., 1992).

A ce moment, la calotte est dans une phase de « surge » qui se caractérise par un vêlage important d’icebergs, aux hautes latitudes, et par un « largage » d’eau de fonte due à la déstabilisation d’un ou plusieurs des lobes de sa marge sud. Cette décharge d’eau froide et peu dense, en provenance du nord du bassin versant du Mississippi (lieu où se situent les plus grands lobes), apporte de fortes quantités d’illite et de chlorite, dont on retrouve l’enregistrement dans les sédiments du Bassin d’Orca (Fig.30B).

Figure 30 : Dynamique des apports d’argiles : A = entre 46 et 38.5 ka BP ; B : durant l’événement de 41.3 ka BP.

Dynamic of clay minerals river drifts: A: between 46 and 38.5 ka BP; B: during the 41.3 ka BP event.


2.2.2. Période de 38.5 à 16 ka BP Cette période, caractérisée par d’importantes fluctuations des différents signaux étudiés, correspond à une grande phase d’instabilité de la calotte Laurentide (Fig.31). Celle-ci subit, tout d’abord, entre 38.5 et 30 ka BP, un fort recul. Les eaux de fonte produites, apportent de forte quantité d’illite, de chlorite et de feldspaths (Fig.32A). Cela prouve non seulement que ces eaux proviennent, pour la plupart, du nord du bassin versant du Mississippi, mais aussi que ces minéraux glacigéniques, issus de l’érosion physique des glaciers, sont remobilisés par cette fonte rapide (comme c’est le cas actuellement après des périodes hivernales, cf.p.39) (Weaver, 1967). Ce retrait de la calotte se fait par étapes successives, comme on a pu le constater pour la dernière déglaciation (Kennett, 1990 ; Crowley et North, 1991). En effet, on retrouve l’enregistrement de deux phases d’arrivées d’eau de fonte (38.5-37.5 et 34.5-31 ka BP) dans les sédiments du Bassin d’Orca. Ces deux événements semblent correspondre à des interstadiaires (8 et 5-6) (Fig.31).

Les interstadiaires retracent l’évolution des températures au-dessus du Groenland (phase plus chaude), mais également les variations de la circulation thermohaline. Ils seraient dus à des fluctuations du front polaire qui auraient permis de retrouver brièvement des conditions hydrologiques nécessaires à l’initiation de la NADW (North Atlantic Deep Water) (Bond et Lotti, 1995).

Ces oscillations, dite de « Dansgaard-Oeschger », entre des interstadiaires chauds et des stadiaires froids, sont relativement bien connues à haute latitude, mais en retrouver la trace à basse latitude, dans le Bassin d’Orca, est intéressant.

La calotte Laurentide aurait pu subir des périodes de fonte, en réaction au réchauffement lors des interstadiaires, délivrant de larges volumes d’eau vers le Golfe du Mexique.

-2,5

-1,5

-0,5

0,5

1,5

2,5

0 10000 20000 30000 40000 50000

Age (ka BP)

δ18O

( 0 / 00) (

Bas

sin

d'O

rca)

-45-43-41-39-37-35-33-31-29-27-25

δ18O

( 0 / 00) (

GIS

P)

Bassin d'Orca

GISP

Dryas Récent

H1

H2 H3

23

45

6

87

910 11

12

H5H4

interstadiaire

Figure 31 : Enregistrements des événements à 38.5-37.5 et 34.5-31 ka BP, par le δ18O (Flower et al., 2004), dans le Bassin d’Orca et les carottes de glace groenlandaises (GISP2 ; Grootes et

Stuiver, 1997). 38.5-37.5 and 34.5-31 ka BP events in the δ18O records, in Orca Basin (planktonic

foraminifera) and Greenland ice cores (ice). DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 45

Cette fonte en deux phases de la calotte Laurentide est suivie par sa reconstruction progressive, entre 30 et 16 ka BP. La diminution des apports d’eau en provenance du nord, marque le retour à des conditions plus « normales », avec l’augmentation des teneurs en smectite (cf.§1.1.p.40 ; Fig.32B). Cette reconstruction progressive est perturbée par des périodes, durant lesquelles les dépôts du bassin d’Orca s’enrichissent en illite, chlorite, minéraux non argileux et enregistrent une diminution du δ18O, preuves de l’écoulement d’eaux de fonte en provenance du nord du bassin versant du Mississippi. Les deux premiers évènements, datés à 21.3 et 27.8 ka BP, correspondent, vraisemblablement, aux évènements de Heinrich 2 et 3 (Bond et al., 1992). Le dernier grand événement qui clôture cette deuxième grande période, vers 18 ka BP, est l’expression d’un grand largage d’eau de fonte d’un lac proglaciaire (~2800 km3 d’eau), au sein des différents océans, responsable d’un refroidissement du climat de l’hémisphère nord (Clark et al.,2001 ; Nesje et al., 2004). Les eaux de surface du Golfe du Mexique ont perdu alors près de 3 °C (Flower et Hill, com. pers.).

Figure 32 : Dynamique des apports d’argiles : A = lors du retrait de la calotte (entre 38.5 et 30

ka BP ; B : lors de la réavancée de la calotte (entre 30 et 16 ka BP). Dynamic of clay minerals river drifts: A: during ice sheet decay (between 38.5 and 30 ka

BP); B: during ice sheet growth (between 30 and 16 ka BP).

2.2.3. Période depuis 16 ka BP Elle correspond à la déglaciation de la calotte Laurentide. Elle a été largement étudiée que ce soit en milieu continental (Dyke et Prest, 1987 ; in Siegert, 2001 ; Yu et Wright, 2001 ; Fisher, 2003 ; …) ou en milieu marin (Emiliani et al, 1975 ; Kennett et Shackleton, 1975 ; Chamley et Kennett, 1976 ; …).


Elle est caractérisée par la présence d’évènements climatiques rapides froids (in Kennett, 1990) qui s’intercalent dans une phase de réchauffement global. La calotte glaciaire Laurentide subit de nombreuses variations, passant de phases de fonte importante à des phases de construction et de réavancée rapide (comme le Dryas récent) (Dyke et Prest, 1987 ; in Siegert, 2001). Bien que les apports de fonte aient été importants, notamment entre 12.6 et 12 ka BP (avant le Dryas Récent), et largement étudiés et décrits dans les différents travaux effectués sur le Golfe du Mexique (Emiliani et al., 1975 ; Kennett et Shackleton, 1975 ; Chamley et Kennett, 1976 ; Leventer et al., 1982, 1983 ; Kennett et al., 1985 ; Broecker et al., 1989 ; Flower et Kennett, 1990 ; Marchitto et Wei, 1995 ; Brown et Kennett, 1998), nous n’en trouvons pas l’expression sur nos enregistrements de paramètres sédimentaires. Le rapport (I+C)/S est quasi constant sur l’ensemble de la période. Plusieurs hypothèses peuvent être invoquées pour tenter d’expliquer ce fait :

le modèle d’âge utilisé est extrapolé entre 0 et 19 000 ans BP. Il est possible que les datations soient approximatives, sur cet intervalle de temps, et induisent alors des erreurs d’interprétation.

les conditions très anoxiques du Bassin d’Orca modifieraient le message

sédimentaire. L’illite se recristalliserait en smectite par incorporation de Ca2+, que l’on trouve en grande quantité dans les eaux de fond et interstitielles, et rejet de K+ (Tompkins et Shephard, 1979). Cela pourrait expliquer les teneurs très élevées de smectite (~85 %), au sein des sédiments du sommet de la carotte MD02-2552.

le carottage aurait perturbé d’avantage la partie supérieure des sédiments,

du fait de leurs fortes teneurs en eau et leur fluidité importante. Cependant, la présence de lamines, planes, bien préservées, au sein des dépôts dès les premiers centimètres, semble prouver que cette hypothèse est peu probable.

Il nous est donc impossible de bien caractériser, pour cette période, l’influence des

arrivées des eaux de fonte en provenance de la calotte Laurentide, au sein du Golfe du Mexique. C’est pourquoi l’événement identifié, entre 11.3 et 8.2 ka BP, sur les rapports des minéraux argileux, n’a pas été interprété.


CONCLUSION Le Golfe du Mexique joue un rôle important dans le système climatique, depuis la fermeture de l’Isthme de Panama, il y a 4.6 Ma, parce qu’il est le lieu de formation de la « warm-pool » atlantique et du Gulf Stream, courant géostrophique qui apporte chaleur et humidité à l’hémisphère nord. Ainsi, bien appréhender son histoire, son fonctionnement, ses perturbations, est essentiel pour la compréhension du système climatique global.

Le Bassin d’Orca, petite dépression issue de la tectonique salifère, au nord-ouest du Golfe du Mexique, est, pour de nombreuses raisons, un site idéal pour les études paléoclimatiques à haute résolution.

Bien que de nombreuses études y aient déjà été effectuées depuis la fin des années 70, peu se sont intéressées à la partie terrigène du sédiment, ce qui permettrait pourtant de faire le lien entre les enregistrements continentaux et marins.

C’est dans ce cadre que ce travail s’est inscrit.

L’analyse des sédiments à partir de différentes méthodes (granulométrie laser, diffraction des rayons X) a permis d’identifier trois grandes périodes depuis 45 ka BP (avant 38.5 ka BP, entre 38.5 et 16 ka BP, après16 ka BP), aux signatures sédimentaires différentes. Elles sont entrecoupées de variations rapides des différents signaux (41.3, 38.5-37.5, 34.5-31, 27.8, 21.3, 18 et 11.3-8.2 ka BP), caractérisées par des teneur en illite, chlorite, CaCO3 élevées, une susceptibilité magnétique forte et une médiane faible. Il a été possible de les rattacher à divers événements climatiques rapides (évènements de Heinrich, oscillations de Dansgaard-Oeschger et débordement de lacs proglaciaires), qui permettent des arrivées d’eau de fonte provenant de la calotte Laurentide, au sein du Golfe du Mexique. Les trois grandes périodes ont, pour leur part, pu être associées à des grandes phases évolutives (croissance, fonte, stabilité) de la calotte Laurentide.

Cette bonne corrélation entre l’évolution de la calotte glaciaire, à haute latitude, et l’enregistrement sédimentaire au sein du Golfe du Mexique, à basse latitude, s’observe jusqu’à 16 ka BP. A partir de cette date, les conditions particulières du Bassin d’Orca, semblent avoir perturbé le message sédimentaire, en favorisant des processus de recristallisation de la smectite au dépend de l’illite.

Il serait intéressant d’effectuer des datations sur la carotte étudiée (MD02-2552), afin

de palier au problème de l’extrapolation du modèle d’âge, faite entre 0 et 19 ka BP. Des études pourraient être menées afin de comprendre l’influence des conditions extrêmes du Bassin d’Orca sur l’enregistrement sédimentaire (études géochimiques), ou de mieux contraindre, de façon spatiale et temporelle, les sources du matériel terrigène (études isotopiques). D’autres méga-carottages, pourraient être réalisés sur différents sites du Golfe du Mexique, pour comprendre la variation de l’influence des arrivées d’eau de fonte, suivant la distance au Mississippi, ce qui permettrait d’avoir une idée de l’intensité de chacune d’elle.

A partir de ces différentes études, une histoire de l’évolution de la calotte Laurentide,

sur 50 000 ans, pourrait être établie, chose impossible avec les enregistrements continentaux car érodés à chaque nouvelle avancée glaciaire. DEA DES - Juin 2004 Sionneau Thomas 48

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LISTE DES FIGURES ET DES TABLEAUX

Figures : Figure 1 : Carte de localisation et de description du Golfe du Mexique. Location and

description map of the Gulf of Mexico (p.6). Figure 2 : Coupe schématique au niveau de la marge continentale nord du Golfe du Mexique

(Nairn et Stehli, 1975). La localisation est donnée Fig.1. Cross-section of the northern gulf margin. Location of section shown in Fig.1 (p.7).

Figure 3 : Réponses structurales potentielles à la charge d’un prisme sédimentaire sur un

niveau de sel. A : stade initial ; B : subsidence différentielle de la partie proximale ; C : étalement gravitaire (Vendeville, sous presse). Potential structural responses to the loading of a salt layer by a sediment wedge. A: initial stage; B: differential subsidence of the proximal overburden; C: gravity spreading of the overburden (p.8).

Figure 4 : Schéma représentant l’étalement gravitaire d’un lobe provoquant l’augmentation de

son rayon (A) avec des failles concentriques (CF) associées et de son périmètre (B) formant des failles radiales (RF) (Gaullier et Vendeville, sous presse). Cartoon illustrating that radial spreading increases the lobe’s radius (A), forming concentric faults (CF), as well as the lobe’s perimeter (B), forming radial faults (RF) (p.9).

Figure 5 : Modèle expérimental de l’étalement gravitaire d’un lobe. A : formation de grabens

radiaux et concentriques ; B : percée des grabens par des rides de sel (Gaullier et Vendeville, sous presse). Experimental model of radial spreading. A: formation of radial and concentric grabens; B: ridges of salt layer pierced the grabens and emerged (p.10).

Figure 6 : Schéma illustrant la subsidence progressive d’un bloc sous l’influence d’une

tectonique salifère, engendrant un dépocentre ou mini-bassin. Cartoon illustrating the creation of a minibasin because of subsidence caused by salt tectonic (p.10).

Figure 7 : Localisation du Bassin d’Orca, au sein du Golfe du Mexique sur une carte

représentant l’Amérique du Nord il y a 13 ka (A ; Brown et Kennett, 1998) et sur une carte bathymétrique de la pente continentale de la Louisiane (B ; Gaullier et Vendeville, sous presse). Location of Orca Basin, in the northern Gulf of Mexico on a map of North America at 13 ka (A) and on the bathymetric map of the Louisiana continental slope (B) (p.11).

Figure 8 : Bathymétrie du Bassin d’Orca. La zone grisée représente l’extension de la

saumure. Les contours sont en mètres (Shokes et al., 1977). Bathymetry of Orca Basin. Shaded area indicates areal extent of brine. Contours in meters (p.12).


Figure 9 : Localisation des carottages effectués dans le Bassin d’Orca. Location of cores recovered from Orca Basin (p.14).

Figure 10 : Matériel utilisé pour le prélèvement des carottes et du « box core ». A : le carottier

carré ; B : le carottier à piston Calypso. Coring Systems used. A: a box corer; B: Calypso piston corer (p.15).

Figure 11 : prélèvement d’un U-channel sur une section de carotte. U-channel sampling on a

core section (p.17). Figure 12 : Courbe de distribution de la taille des grains donnée par un granulomètre laser.

Grain size distribution calculated by a laser grain-sizer (p.18). Figure 13 : Prélèvement de la fraction inférieure à 2 µm après 1 h 15 min (Holtzapfell, 1985).

Less than 2 µm particles sampling after 1 h 15’ (p.21). Figure 14 : Confection des pâtes orientées (Holtzapfell, 1985). Preparation of oriented clay

slides (p.21). Figure 15 : Exemple d’un diffractogramme avec annotations des pics. Example of diffraction

spectrum with picks annotations (p.22). Figure 16 : Schéma représentant le fonctionnement d’un ICP-MS. Diagram of ICP-MS

functioning (p.23). Figure 17 : Graphique montrant la bonne corrélation entre les enregistrements de

susceptibilité magnétique de MD02-2551 et MD02-2552 (données de Kissel). Good correlation between magnetic susceptibility records of MD02-2551 and MD02-2252 (p.25).

Figure 18 : Modèle d’age de MD02-2552. Les losanges représentent les points de corrélations

pris entre MD02-2551 et MD02-2552. MD02-2552 age scale. Diamonds are correlation pointers made between MD02-2551 and MD02-2552 (p.26).

Figure 19 : Taux d’accumulations de MD02-2552 en fonction du temps. Accumulation rates

versus time (p.26). Figure 20 : Evolution de la médiane et du tri des sédiments de MD02-2552. Evolution of

sediment graphic mean and inclusive graphic standard deviation of MD02-2552 (p.27).

Figure 21 : corrélation entre la teneur en eau et la médiane. Correlation between water

content and graphic mean (p.28). Figure 22 : Evolution de la teneur en CaCO3 des sédiments de MD02-2552. CaCO3 content in

MD02-2552 sediments (p.29). Figure 23 : Comparaison entre la teneur en CaCO3 et la réflectance (L*). Comparison

between CaCO3 content and lightness (L*) (p.30).


Figure 24 : Pourcentages des différents minéraux argileux et leurs corrélations. Clay minerals percentages and their correlations (p.31).

Figure 25 : Evolution dans le temps de trois rapports de minéraux argileux (S : smectite, I :

illite, C : chlorite, K : kaolinite). Time evolution of three clay mineral ratios (p.34). Figure 26 : Corrélations des différents paramètres étudiés. Correlation between the different

parameters of this study (p.37). Figure 27 : carte de répartition des sources de minéraux argileux. Map of major clay minerals

sources (p.39). Figure 28 : Evolution de la calotte glaciaire Laurentide (d’après Dyke et Prest, 1987 ;

Marshall et al., 2000 ; in Siegert, 2001 ; Dyke et al., 2002). Laurentide Ice Sheet evolution (p.41).

Figure 29 : Schéma expliquant le mécanisme de « construction-démantèlement (ou surge )».

Cartoon showing the « binge- purge » mechanism (p.43). Figure 30 : Dynamique des apports d’argiles : A = entre 46 et 38.5 ka BP ; B : durant

l’événement de 41.3 ka BP. Dynamic of clay minerals river drifts: A: between 46 and 38.5 ka BP; B: during the 41.3 ka BP event (p.44).

Figure 31 : Enregistrements des événements à 38.5-37.5 et 34.5-31 ka BP, par le δ18O (Flower

et al., 2004), dans le Bassin d’Orca et les carottes de glace groenlandaises (GISP2 ; Grootes et Stuiver, 1997). 38.5-37.5 and 34.5-31 ka BP events in the δ18O records, in Orca Basin (planktonic foraminifera) and Greenland ice cores (ice) (p.45).

Figure 32 : Dynamique des apports d’argiles : A = lors du retrait de la calotte (entre 38.5 et 30

ka BP ; B : lors de la réavancée de la calotte (entre 30 et 16 ka BP). Dynamic of clay minerals river drifts: A: during ice sheet decay (between 38.5 and 30 ka BP); B: during ice sheet growth (between 30 and 16 ka BP) (p.46).

Tableaux : Tableau 1 : Moyenne, écart-type, minimum et maximum des pourcentages de chaque minéral

argileux. Mean value, deviation, minimum and maximum of each clay mineral (p.32).


argileux pour la première période. Mean value, deviation, minimum and maximum of each clay mineral, for the first time-period (p.32).


argileux pour la seconde période. Mean value, deviation, minimum and maximum of each clay mineral, for the second time-period (p.33).


argileux pour la troisième période. Mean value, deviation, minimum and maximum of each clay mineral, for the third time-period (p.33).


ANNEXES

Exemple d’un log après description d’une section de carotte (ici: MD02-2552 I) Log example after a core section description (here : MD02-2552 I)


relation entre les variations de la calotte glaciaire...

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